夏季黃河入海徑流對黃河口及附近海域環流影響的數值研究

壽瑋瑋，宗海波*，丁平興

(1.華東師范大學 河口海岸學國家重點實驗室，上海 200062)

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夏季黃河入海徑流對黃河口及附近海域環流影響的數值研究

壽瑋瑋1，宗海波1*，丁平興1

(1.華東師范大學 河口海岸學國家重點實驗室，上海 200062)

摘要：基于區域海洋模式ROMS，建立了一個三維非線性斜壓淺海模式，考慮了包括徑流、風場、海面熱交換以及黃渤海環流等因素，研究了夏季8月份黃河入海徑流量對黃河口及附近海域環流結構的影響。數值實驗較好地佐證了黃河沖淡水的“北偏”現象，并很好的體現了沖淡水對河口附近海域環流結構的影響。數值研究表明：黃河入海徑流量對河口附近海域環流結構有顯著影響，徑流越大沖淡水向北-西北方向偏轉越明顯，同時流軸中心余流流速也顯著增大；萊州灣順時針環流受黃河入海徑流影響顯著，徑流量越大越不利于該環流的發育和維持，而徑流量越小環流越穩定；徑流量越大導致河口附近海域表層余流加大，余流垂向梯度得到加強，底部補償流增強，河口垂向環流越明顯。

關鍵詞：黃河；徑流量；環流；數值研究

1引言

河流沖淡水輸入作為河口動力學的一個重要內容，受到全球海洋科學領域的高度重視[1]。陸源淡水輸入不僅對河口區的動力和生態環境產生顯著影響，也會在更大范圍內影響水體屬性(如鹽度和水團等)的空間分布，進而影響海水密度以及近岸或區域環流[1—2]。如密西西比河口，由于徑流主要由3個不同方向的入海口入海，在不同的風場和墨西哥灣環流影響下，對河口附近環流有著明顯不同的影響。在其西南入口附近海域，部分沖淡水在口門西北側形成局地環流，其余部分向西沿陸架流動[3]；向南入海的沖淡水由于鄰近陸坡而更易受到外海環流的影響而脫離陸架進入外海[4]。亞馬孫河沖淡水出口門后主要向左偏轉(南半球)，在巴西北部環流的影響下沖淡水逐漸脫離河口羽狀流并使得河口局地渦流得到進一步加強，沖淡水能對3 500 km之外的熱帶大西洋水體密度和生物光學性質產生明顯影響[5]。

渤海是我國最大的內海，近封閉且平均水深約18 m，內部水體更新緩慢[6—7]，主要依靠進出渤海海峽的區域環流與黃海進行水體交換。渤海是一個以潮占優的陸架淺海，潮流和海面風應力是影響渤海環流結構的主要因素。關于渤海的環流結構，我國學者已有大量的研究，包括對實測資料的分析[8—13]和數值模型的計算[14—27]。這些研究對理解渤海的環流結構作出了重要貢獻，但由于渤海環流的復雜性和觀測的相對缺乏，對渤海季節性環流結構的已有認知存在較大差異[11]。在對夏季萊州灣環流的描述中有的學者認為存在一個順時針環流[12]，而也有學者認為存在一個逆時針環流[22]。在眾多探討渤海環流的研究中，主要側重討論風應力[14，18，21，24—25，27]，潮汐[11，17]以及海水熱鹽結構[16，18，26，28]對渤海環流的影響，但在對局部海域的環流進行模擬計算和描述中，鮮見討論徑流沖淡水對區域環流尤其是對河口附近海域環流的影響。吳德星等[29]從渤海淡水收支平衡角度出發，分析了降水、蒸發以及黃河入海徑流量對渤海鹽度上升的影響貢獻，指出黃河沖淡水的銳減是導致渤海鹽度整體升高的主要原因。吳德星等[28]對比分析了1958-2000年渤海夏季的溫鹽場差異，認為溫度場差異不大而鹽度場發生了根本性變異，并針對鹽度場差異對渤海夏季環流進行了診斷計算，結果顯示鹽度場的變異顯著改變了渤海夏季的環流結構。畢聰聰等[26]通過分析40年間渤海鹽度分布，指出從20世紀80年代開始渤海鹽度發生了顯著變化，到90年代變化更顯著，黃河口附近低鹽度區接近消失，并通過數值計算說明了密度環流在渤海夏季環流中的重要性。

黃河是一條典型的季節性河流，是注入渤海的第一大河，其多年平均入海徑流量占環渤海河流總入海徑流量的60%以上，且徑流量季節和年際變幅較大，自然入海徑流量主要集中于夏季的7-8月。自從黃河水利委員會開始實施一年一度的調水調沙之后，黃河入海徑流的年內分配更加集中，多年平均調水調沙期間入海徑流量和輸沙量分別占黃河年入海徑流量和輸沙量的約30%和44%[30]，而某些年份該期間的徑流量(如2002年)和輸沙量(如2007年)占全年總量高達55%和66%。巨量沖淡水的集中釋放，不僅影響河流的物質輸送，還會顯著改變河口的水動力環境。為了深入了解在不同入海徑流量作用下，黃河口及附近海域的環流特征及其變化規律，本研究建立了一個渤海三維非線性斜壓環流模式，基于該三維環流模型對夏季黃河入海徑流對河口區動力環境的影響進行了數值分析，這對于進一步研究黃河口及渤海的物質輸運和分布、河口附近海域的動力沉積過程等具有一定的科學意義。

2模式設置與驗證

2.1模式簡介

本研究中數值模式采用的區域海洋模型ROMS(Regional Ocean Modelling System， http://www.myroms.org/)，是目前國際上最先進的海洋模型之一，被廣泛應用于全球區域海洋多領域的研究。該模型水平方向使用正交曲線的Arakawa C網格，可以在近岸處加密網格，以更好地擬合陸地邊界；垂向上采用地形擬合的可自由伸縮的非線性坐標系統，在海洋表底層可以局部加密以更好地刻畫邊界層內的過程[31]。

2.2模式設置

渤海環流模式計算區域和計算網格如圖1所示。水深地形數據由海圖數字化得到并校正至平均海平面，再插值到計算網格。模型在X方向的計算網格數為358個，分辨率320～2 340 m；Y方向的計算網格數為363個，分辨率540～2 140 m；垂向上分為10層，表底邊界層進行適當加密。外海開邊界設在122°E附近，模式利用8個分潮(M2，S2，K1，O1，N2，K2，P1，Q1)計算的水位和由全球模式HYCOM(http://hycom.org/)提供的水位、流速和溫鹽共同驅動，4個主要分潮的調和常數取自《渤海、黃海、東海海洋圖集(水文)》[32]并根據附近沿岸站實測資料進行修正，其余4個分潮的調和常數由中國東部海域大區模型提供[33]；三維流速和溫鹽采用輻射邊界條件并結合張弛逼近技術。為保證計算穩定性，強迫的邊界條件都從零初始值開始逐步增加，模式積分時間為2006年5月1日至2013年12月31日，時間步長取60 s。經過3年多時間的積分，環流模式已達到穩定狀態并取2010年夏季月份環流場進行分析。

模式中考慮環渤海6條主要河流的徑流輸入，河流入海位置見圖1b箭頭所示，徑流數據均取自各年份《中國河流泥沙公報》中的月平均徑流量和輸沙量(http://www.mwr.gov.cn/)。溫鹽初始場數字化自圖集[32]并插值到計算網格，流速和水位初始場都設為0。模式采用塊體公式[34]計算海表面熱通量和動量通量，計算所需的風速、短波和長波輻射、云量、海表面氣溫、氣壓、濕度以及蒸發和降雨數據取自歐洲中尺度氣象預報中心(ECMWF)提供的再分析產品，數據集為3 h間隔，空間分辨率為(1/8)°。用于模式驗證的海流數據來源于2006年11月至2013年4月間在渤海不同區域的現場觀測，所用的儀器為ADCP或直讀式海流計，溫度和鹽度采用CTD觀測數據，模式驗證時取與各觀測站觀測時間完全一致的模型運算結果來對比。

圖1　渤海計算網格(a)及水深地形和站位布置圖(b)Fig.1　Horizontal model grid (a) and bathymetry and stations (b)

圖2　模式計算與實測潮汐振幅(a)和相位(b)的對比Fig.2　Comparisons of tidal amplitudes (a) and phases (b) between model results and measurements

2.3模式驗證

首先是對渤海天文潮的率定檢驗，本文選取了環渤海11個驗潮站(圖1b)4個主要分潮的調和常數進行了對比(圖2)，結果表明該模式對渤海天文潮的計算已達到較高的精度。在此基礎上，設置了包括徑流(含泥沙)、風應力、海表面熱交換等外部條件的渤海環流模式。模式計算與實測海流之間的對比采用相關系數[CC，式(1)]、均方根誤差[RMSE，式(2)]以及Skill Score[SS，式(3)][35]的方法來說明。本文選取了環渤海10個測站的多層位實測海流數據來驗證模式計算流場，各站位具體位置參見圖1b，表層和垂向平均流速驗證結果列于表1。由表1可知，相關系數基本都在0.8～0.9之間，而Skill Score值亦顯示模式流場計算結果達到了較高的精度。在溫度和鹽度大面分布合理的基礎上，選取了渤海灣和金州灣共4個站點進行了驗證，結果如圖3所示。由圖可知，除了C4站位由于太靠近岸邊使得溫鹽有小幅偏差外，其余站位驗證結果都很好，說明模式對溫、鹽場及斜壓環流的計算可以得到較好的保證。

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表1　模式計算流速驗證

圖3　模式計算和觀測表層(a-d)和底層(e-h)的溫度和鹽度對比Fig. 3　Comparisons of temperature and salinity of surface (a-d) and bottom (e-h) layer實線為計算值，點為觀測值，紅色代表鹽度，黑色代表溫度The dots indicate field data and the lines indicate model results， the red indicate salinity and the black indicate temperature

圖4　渤海夏季表層(a)和底層(b)環流Fig.4　Distributions of surface (a) and bottom (b) circulation in the Bohai Sea圖a中白色虛線為本文研究海域，黑色實線為文中所用典型斷面The area in white dashed represents interested domain， the black line indicate vertical profile

圖5　黃河口附近海域夏季表層(a)和底層(b)環流Fig.5　Distributions of surface (a) and bottom (b) circulation in the Huanghe River Estuary and adjacent waters

圖6　斷面B-B′處余流(a，東向流速為正、西向流速為負)和鹽度(b)分布Fig.6　Vertical profile of residual currents (a) and salinity (b) along the section B-B′. Positive values represent east flow and negative ones for west flow

3結果與分析

渤海由于其所處特殊的地理位置，內部水交換和物質輸運存在與其他開闊海域鮮明的差異，而環流是影響這種差異的主要因素。渤海的環流結構和形態，以及多年來的演變一直是我國海洋工作者關心和研究的課題。夏季是渤海區域的雨季，天然降水的大幅增加和人工調節的干預，使得入海徑流尤其是黃河入海徑流在時間上更加集中，對渤海特別是黃河口附近海域的流場會產生顯著的影響。鑒于此，在上一節對模擬的渤海天文潮、溫、鹽場以及流場率定和檢驗的基礎上，本節對模擬的渤海夏季環流，尤其對夏季黃河口附近海域的環流進行了分析。

3.1渤海夏季環流特征

圖4所示為模擬的夏季(8月)渤海表層和底層環流。在夏季偏南風作用下，渤海表層環流具有明顯的風海流性質(圖4a)，最大流速約20 cm/s。渤海灣內表層環流由兩個半環組成，流態上總體表現為南北進、中間出。遼東灣內表層環流受遼河和大遼河徑流輸入影響顯著，尤其在西岸有一股較強的西南向沿岸流，東岸余流流向主要為西-西北向，整個海灣表現為一逆時針環流。渤海中部海域的表層環流表現為順時針流動，而深度平均環流顯示，中部海域被一個明顯的順時針環流所占據。渤海海峽東側海水呈逆時針方向流動，海峽處從表層到底層都表現為“北進南出”的流動態勢；“出流”主要集中于海峽表層中部，而“入流”則位于海峽北側，且中下層較表層更顯著(圖4b)。渤海底層環流結構較為簡單，主要表現為補償流(圖4b)，除海峽北側整個海域余流流速普遍小于5 cm/s。從平面流態上來看，海峽處進入渤海的補償流可以一直深入到渤海西岸，主流沿西岸北上進入遼東灣，剩余部分進入渤海灣；而通過海峽“北進”的流動主要沿遼東灣東岸北上。此外，黃河口北側沿岸無論表層還是底層余流均指向西北，表明有部分黃河沖淡水進入渤海灣南部。上述渤海環流結構及特征基本與前人研究成果一致[8，11，18—20，28,37—38]，說明本文所建立的環流模式可靠，可為下文進一步研究黃河口附近海域環流提供保證。

3.2黃河口附近海域夏季環流特征

黃河口及附近海域局地環流如圖5所示，該海域環流受黃河徑流輸入影響顯著(圖5a)。表層余流流向整體往東，口門附近最大流速可達20 cm/s；底層余流往西表現為補償流，最大流速約10 cm/s。黃河沖淡水主流出口門后分為兩支，一支向北-東北方向流動(下文稱北支)，在38°N附近受到中部海域環流擠壓轉而向東成為整個渤海環流的重要組成部分；另一支在科氏力[39—40]及潮汐等作用下向南進入萊州灣(下文稱南支)，隨后轉向東北從渤海海峽最南側流出渤海。從平面分布來看，沖淡水形成的南、北分支在空間上形成相對平行的余流路徑(圖5a)，流路兩側和中間流速明顯偏小。黃河口南側及萊州灣水體受沖淡水影響形成相對低鹽區，河口南側存在一個順時針渦環，同時在萊州灣南部形成一個扁平的順時針環流。

斷面B-B′處的月平均余流分布如圖6a所示。由圖可知，在距岸30～40 km和60～70 km處的上表層存在兩個強余流中心，對比圖5a可知，兩個強余流中心與黃河沖淡水兩個分支在斷面上的流軸位置相對應，且北側余流較南側更強，最大流速可達13 cm/s。從斷面流速分布來看，中、上層余流指向外海，平均流速約3～4 cm/s，下層余流以補償流形式向萊州灣流動，平均流速小于1 cm/s。

圖6b所示為斷面B-B′處的月平均鹽度分布。由圖可知，黃河沖淡水對鹽度的影響可以達到斷面最北部。在水深12 m以淺海域，由于潮混合和渦動混合作用鹽度垂向分布均勻；在水深14～18 m處形成明顯的鹽度躍層，躍層深度位于5～10 m水深處；水深超過18 m海域，黃河沖淡水對鹽度的影響減至最弱，鹽度垂向分布趨于均勻。此外，在距岸60 km處可見局部的低鹽區，這是由黃河沖淡水出口門后的北支分量所形成。

4討論

黃河是典型的季節性河流，流域降水隨季節變化差異較大，6-9月為黃河流域雨季，降水集中且強度較大，加之黃河人工調水調沙的影響，入海徑流更加集中，勢必會對黃河口附近海域的鹽度場及流場產生較大影響。為此，本文設置了如下數值實驗，分別代表夏季黃河極大流量(實驗1)和夏季典型枯水年入海流量(實驗2)，討論了不同入海徑流量情況下沖淡水的轉向以及黃河口附近海域環流結構對徑流量的響應。為方便對比說明，下文稱上一節運算結果為標準實驗結果。

實驗1： 8月份入海徑流取近10年來調水調沙期間最大平均入海徑流量3 800 m3/s，代表夏季黃河極大流量情況。

實驗2： 8月份入海徑流取近10年來同月份最小入海凈流量200 m3/s，代表枯水年夏季黃河流量情況。

4.1環流結構的平面特征與差異

圖7a，b所示為實驗1情況下黃河口及附近海域表、底層鹽度和余流場分布。由圖可知，調水調沙入海徑流量情況下(實驗1)，表層余流(圖7a)受黃河沖淡水影響顯著，黃河口及附近海域環流形態與標準實驗(圖5)基本一致。但與標準實驗(圖5)結果對比發現，在調水調沙入海徑流量情況下，黃河口及附近海域的整體環流結構并無太大改變，但表層環流在黃河口東北部與萊州灣中部有明顯差異(圖8a)，即徑流量增加后沖淡水南北分支都得以加強，北支環流流態并無太大變化，但南支在到達萊州灣中部后轉而向西的分量更加顯著(圖8a)，而流向外海部分較標準實驗反而減小(圖10a)，導致兩者在環流流態上的差異在黃河口東北部和萊州灣中部各形成一個順時針的環，余流量值差異最大可達10 cm/s。由圖8b可知，不同黃河入海徑流量對底層環流的影響較小，流場差異主要存在于黃河口和萊州灣中部，余流量值差異在1～3 cm/s。

圖7c，d為實驗2情況下表底層鹽度和余流場。與實驗1明顯不同的是，沖淡水出口門后主流向南偏，北偏分量較小(圖7c)。由圖8c可知，實驗2與標準實驗的余流場差異在河口東側形成一個大的逆時針環，表明與較大徑流量相比，較小入海徑流量情況下沖淡水更傾向于南偏，口門附近兩者余流量值差異5～10 cm/s，萊州灣南部和東部余流差異基本在2 cm/s以下。底層余流流向與表層相反，表現為補償流(圖7d)，與標準實驗結果相比兩者差異較小(圖8d)，黃河口東南側余流差異2～5 cm/s，其余海域余流差異基本小于1 cm/s。

4.2環流結構的垂向特征與差異

圖9a，c所示為實驗1在斷面B-B′(圖4中斷面)余流(a)和鹽度(c)的垂向分布。由圖可知，余流在斷面南、北側各形成一個高流速中心，這是由黃河沖淡水出口門后向北、向南偏轉的兩個分支所形成。在調水調沙入海徑流量情況下(實驗1)，斷面北側表層余流顯著大于南側，流速差值達到10 cm/s。表層余流顯著大于底層余流，在深水區離底部約5 m范圍內，余流以補償流形式向黃河口流動(圖7b，9a)，流速一般介于0～2 cm/s。與標準實驗結果(圖6)對比可知，當黃河入海徑流量顯著增加時，斷面B-B′處北側的表層余流明顯增大而南側卻減小(圖10a)，最大變化幅度在3～4 cm/s，5 m以深余流受徑流變化影響較小，變化幅度小于0.5 cm/s。鹽度受較大徑流影響而有一定減小，在斷面中北部形成相對低鹽區，與北側高流速中心基本一致(圖9c)，且在5～10 m水深處形成顯著的躍層，與標準實驗相比鹽度減小約0～2(圖10c)。

圖7　實驗1(a， b)與實驗2(c， d)情況下的表底層鹽度和余流分布Fig.7　Distributions of residual currents and salinity near the estuary under the circumstances of experiment 1 (a， b) and experiment 2 (c， d)

圖8　實驗1(a， b)、實驗2(c， d)與標準實驗鹽度和余流場差異分布Fig.8　Distributions of the differences of salinity and residual currents between experiment 1(a， b)/experiment 2 (c， d) and standard simulation

圖9　實驗1(a， c)和實驗2(b， d)在斷面B-B′處垂向余流(a， b)和鹽度(c， d)分布Fig.9　Vertical profiles of residual currents (a， b) and salinity (c， d) at the section B-B′ under the circumstances of experiment 1 (a， c) and experiment 2 (b， d)

圖10　實驗1(a， c)和實驗2(b， d)與標準實驗在斷面B-B′處垂向余流(a， b)和鹽度(c， d)差異分布Fig.10　Vertical profiles of the differences of residual currents (a， b) and salinity (c， d) between experiment 1/ experiment 2 and standard simulation

實驗2條件下斷面B-B′處的余流和鹽度垂向分布如圖9b，d所示。在典型枯水年入海徑流條件下，黃河沖淡水南北分支所形成的兩個高流速中心依然存在，但與標準實驗相比，北側中心余流顯著減小，而南側中心余流卻明顯增加(圖10b)，兩流速中心的最大余流量值較為接近(圖9b)。不同徑流條件下斷面余流差異主要位于5 m以淺的上表層水體，最大變化幅度在3～4 cm/s，對中層下水體余流場影響較小，流速差異小于0.5 cm/s(圖10b)。底層余流表現為補償流性質，余流流速顯著小于表層(圖7d，9b)。在實驗2條件下，斷面鹽度垂向分布較為均勻，且由于入海徑流較小導致斷面B-B′處鹽度較標準實驗有所增加。

4.3徑流對環流結構影響的原因分析

從上文分析可知，黃河入海徑流對黃河口及附近海域的環流影響主要體現在：(1)對沖淡水的轉向以及余流路徑的影響；(2)對河口及附近海域環流結構的影響。

由4.1小節分析可知，不同的入海徑流量對沖淡水的轉向以及余流路徑有顯著的影響，進而影響黃河口附近海域的環流結構。文中不同入海徑流量條件下，黃河沖淡水都發生了明顯的南偏(圖5a，7a，7c)，這是科氏力和水深地形共同作用的結果。從圖中還可看出，沖淡水在到達萊州灣中部后向東北方向急劇偏轉，主要是因為越往萊州灣南岸水深越淺，大量沖淡水的進入會造成灣頂臃水，加上岸線阻擋所產生的反作用力，導致沖淡水在萊州灣中部發生轉向。但是，不同入海徑流條件下沖淡水的轉向也存在顯著的差異。在標準實驗(流量1 850 m3/s)和實驗1(流量3 800 m3/s)條件下，沖淡水除了向南偏轉外，還存在明顯的北-東北向偏轉(圖5a，7a)，而在實驗2(流量200 m3/s)條件下余流流速和鹽度分布顯示，沖淡水以向南偏轉為主(圖7c)，而北支順河口軸線方向流動。此外，實驗1條件下沖淡水向北擴展的勢力較標準實驗更強(圖8a)。根據樂肯堂[41]以射形流理論為基礎對河流沖淡水轉向問題的理論探討，以及朱蘭部等[42]以黃河口海區調查資料對不同季節黃河沖淡水轉向問題的研究，本文數值實驗很好的佐證了上述理論和現狀調查成果。

黃河沖淡水的轉向在很大程度上決定了沖淡水余流路徑，以及河口附近海域的環流形態，而入海徑流量又是沖淡水轉向的重要影響因素。因此，河流入海徑流對河口附近海域的環流影響是顯著的。對比實驗1(圖7a)和實驗2(圖7c)代表的兩種極端入海徑流量情況我們發現，在調水調沙入海徑流量條件下，沖淡水南北分支主流在萊州灣東部至渤海海峽之間海域保持相對平行的流動，南北流軸之間余流明顯偏小(圖9a)，而在典型枯水年流量條件下，沖淡水南支向東北方向流動的趨勢更強，在120°E處匯入北支主流，且南北流軸之間余流與主流差異較小(圖9b)。

圖11　實驗1(a)和實驗2(b)條件下萊州灣垂向平均環流場和鹽度場Fig.11　Distributions of vertical integrated residual currents and salinity in situations of experiment 1 (a) and experiment 2 (b)

萊州灣位于黃河口東南側，黃河入海徑流在科氏力作用下向南偏轉使得大量沖淡水進入萊州灣，因此，黃河沖淡水對萊州灣內的環流結構會有很大的影響。總體來說，萊州灣海域始終存在一個順時針的環流，但不同入海徑流對此環流形態有明顯影響。對比實驗1和實驗2可知，入海徑流量越大萊州灣順時針環流越不顯著，且環流位置離灣頂越近(圖11a)；而徑流量較小時，萊州灣順時針環流反而更加清晰，環流占據整個萊州灣的中南部海域(圖11b)。原因是因為在較大徑流量情況下，大量沖淡水快速向萊州灣南岸擴展，使得萊州灣內水體產生臃水并被強大的沖淡水動能推向灣頂，不利于環流形態的維持；而在入海徑流量較小情況下，萊州灣內水體運動更有利于環流的發展和維持。此外，入海徑流量對萊州灣東部的局地逆時針渦環也有類似的影響。

黃河入海徑流對河口垂向環流也有顯著影響。從實驗1(圖7a)和實驗2(圖7c)表底層余流分布可清晰看到，入海徑流量較大時整個海域表層余流明顯偏大，同時底層補償流亦有一定增加(圖7b，7d)。對比兩者在典型斷面處余流的垂向分布(圖9a，9b)我們看到，徑流量較大時上表層余流流速顯著增強且垂向梯度加大，底層流速亦有一定程度增強。大量沖淡水輸入使得河口及附近海域鹽度梯度增大(圖9c)，導致水平方向上的密度梯度增加。根據式(4)表示的海洋“熱成風”理論，淡水輸入增加引起的密度梯度增加會使得水平流速的垂向梯度加大，表底層流速差異更加顯著。因此，在河口附近海域沖淡水引起的表層流速增加時，底層補償流也趨于增加。

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5結論

本文分析了在不同黃河入海徑流量作用下，沖淡水主流的轉向和運動特征以及河口及附近海域環流結構對入海徑流量的響應，得到以下主要認識和結論：

(1)黃河入海徑流量對沖淡水的轉向有顯著影響。當流量超過一定流量時沖淡水會發生明顯的“北偏”，本文從數值計算的角度佐證了前人的理論和現狀調查成果。

(2)黃河入海徑流對黃河口東北部海域環流結構有顯著影響。徑流量較大情況下，沖淡水余流得到明顯加強，反之，沖淡水余流較弱。

(3)黃河入海徑流對萊州灣內環流有顯著影響。徑流量越大，萊州灣環流越弱且環流形態越難維持；反之當入海徑流較小時，此環流更加穩定。

(4)黃河入海徑流對河口附近海域的垂向環流影響顯著。在較大入海徑流作用下，上表層余流顯著增強，余流和鹽度垂向梯度加大，導致反向流動的底層補償流也得到一定程度的加強。

致謝：中國海洋大學海底科學和探測技術教育部重點實驗室的吳建政教授和朱龍海博士為本文提供了渤海部分海域的水深地形數據，特表誠摯謝意。華東師范大學超算中心及河口海岸學國家重點實驗室為本文提供了計算資源，在此一并致謝。

參考文獻：

[1]LeBlond P H，Emery W J，Nicol T. A Climatic Model of Runoff-driven Coastal Circulation[J]. Estuarine， Coastal and Shelf Science，1986，23(1)：59-79．

[2]Hill D F，Ciavola S J，Etherington L，et al. Estimation of freshwater runoff into Glacier Bay， Alaska and incorporation into a tidal circulation model [J]. Estuarine， Coastal and Shelf Science，2009，82(1)：95-107．

[3]Walker N D，Wiseman W J，Rouse L J，et al. Effects of river discharge， wind stress， and slope eddies on circulation and the satellite-observed structure of the Mississippi River plume[J]. Journal of Coastal Research，2005，21(6)：1228-1244．

[4]Schiller R V，Kourafalou V H，Hogan P，et al. The dynamics of the Mississippi River plume: Impact of topography， wind and offshore forcing on the fate of plume waters[J]. Journal of Geophysical Research，2011，116(C6)，C06029．

[5]Anton K，Francois C，Johnny A J. Monitoring the spreading of the Amazon freshwater plume by MODIS， SMOS， Aquarius， and TOPAZ[J]. Journal of Geophysical Research：Oceans，2015，120(1):268-283．

[6]魏皓，田恬，周峰，等. 渤海水交換的數值研究——水質模型對半交換時間的模擬[J]. 青島海洋大學學報， 2002，32(4)：519-525．

Wei Hao， Tian Yi， Zhou Feng， et al. Study on water exchange in Bohai Sea—simulation on half-exchange time in water quality model[J]. Journal of Ocean University of Qingdao， 2002， 32(4): 519-525．

[7]何磊. 海灣水交換數值模擬方法研究[D]. 天津：天津大學，2004．

He Lei. Study on numerical simulation of water exchange in the bay[D]. Tianjin: Tianjin University， 2004．

[8]山廣林. 渤海灣夏季的環流系統及其測量[J]. 海洋技術，1985，86(3)：35-48．

Shan Guanglin. Circulation system and measurement in Bohai Bay in summer[J]. Marine Technology， 1985， 86(3):35-48．

[9]李繁華，劉愛菊，趙松鶴，等. 山東近海水文狀況[M]. 濟南: 山東省地圖出版社，1989．

Li Fanhua， Liu Aiju， Zhao Songhe， et al. Hydrological Situation along Shangdong Coast[M]. Ji’nan: Shandong Map Press， 1989．

[10]匡國瑞，張琦，戴煜芝. 渤海中部長期流的觀測與余流分析[J]. 海洋湖沼通報，1991(2)：1-11．

Kuang Guorui， Zhang Qi， Dai Yuzhi. Observation of long-term currents and analysis of residual currents in central Bohai Sea[J]. Transactions of Oceanology and Limnology， 1991(2): 1-11．

[11]趙保仁，莊國文，曹德明. 渤海的環流、潮余流及其對沉積物分布的影響[J]. 海洋與湖沼，1995，26(5)：466-473．

Zhao Baoren， Zhuang Guowen， Cao Deming. Circulation， tidal residual currents and their effects on the sedimentations in the Bohai Sea [J]. Oceandogia et Limnologia Sinica， 1995， 26(5): 446-473．

[12]胡春宏，吉祖穩，王濤. 黃河口海洋動力特性與泥沙的輸移擴散[J]. 泥沙研究，1996，12(4)：1-10．

Hu Chunhong， Ji Zhuwen， Wang Tao. Hydrological characteristics and sediment transport in Yellow River Estuary[J]. Journal of Sediment Research， 1996， 12(4): 1-10．

[13]江文勝，吳德星，高會旺. 渤海夏季底層環流的觀測與模擬[J]. 青島海洋大學學報，2002，32(4)：511-518．

Jiang Wensheng， Wu Dexing， Gao Huiwang. The observation and simulation of bottom circulation in the Bohai Sea in summer[J]. Journal of Ocean University of Qingdao， 2002， 32(4): 511-518．

[14]Dou Z X，Zhang C Z，Zhang Y F. A numerical computation of the wind-driven current in the Bohai Sea[J]. Acta Oceanologica Sinica，1987，6(3)：344-352．

[15]黃大吉，蘇紀蘭，張立人. 渤海冬夏季環流的數值研究[J]. 空氣動力學學報，1998，16(1)：115-121．

Huang Daji， Su Jilan， Zhang Liren. Numerical study of the winter and summer circulation in the Bohai Sea[J]. Acta Aerodynamica Sinica， 1998， 16(1): 115-121．

[16]Huang D J，Su J L，Backhaus J O. Modelling the seasonal thermal stratification and baroclinic circulation in the Bohai Sea[J]. Continental Shelf Research，1999，19(11)：1485-1505．

[17]Wei H，Zhao L，Feng S Z. Comparison of the Eulerian and Lagrangian tidal residuals in the Bohai Sea[J]. Chinese Journal of Oceanology and Limnology，2001，19(2)：119-127．

[18]魏澤勛，李春雁，方國洪，等. 渤海夏季環流和渤海海峽水體輸運的數值診斷研究[J]. 海洋科學進展，2003，21(4)：454-464．

Wei Zexun， Li Chunyan， Fang Guohong， et al. Numerical diagnostic study of the summer circulation in Bohai Sea and water transport in the Bohai Strait[J]. Advances in Marine Science， 2003， 21(4): 454-464．

[19]萬修全，鮑獻文，吳德星，等. 渤海夏季潮致-風生-熱鹽環流的數值診斷計算[J]. 海洋與湖沼，2004，35(1)：41-47．

Wan Xiuquan， Bao Xianwen， Wu Dexing， et al. Numerical diagnostic simulation of the tidal-induced， wind-driven and thermohaline currents in the Bohai Sea in summer[J]. Oceanologia et Limnologia Sinica， 2004， 35(1): 41-47．

[20]徐江玲，吳德星，林霄沛，等. 夏季渤海中部環流結構研究[J]. 中國海洋大學學報，2007，37(S)：10-14．

Xu Jiangling， Wu Dexing， Lin Xiaopei， et al. Study on summer circulation in central of the Bohai Sea[J]. Periodical of Ocean University of China， 2007， 37(S): 10-14．

[21]曹振東，婁安剛. 基于FVCOM的渤海冬季三維風生環流數值模擬[J]. 中國海洋大學學報，2011，41(S)：374-378．

Cao Zhendong， Lou Angang. Numerical simulation of 3-D wind-induced circulation in the Bohai Sea in winter by FVCOM[J]. Periodical of Ocean University of China， 2011， 41(S): 374-378．

[22]畢聰聰. 渤海環流季節變化及機制分析研究[D]. 青島:中國海洋大學，2013．

Bi Congcong. Numerical study on seasonal variability and dynamic mechanism in the Bohai Sea[D]. Qingdao: Ocean University of China， 2013．

[23]韓雅瓊. 基于EFDC的渤海環流及其影響因素的數值模型研究[D]. 大連:大連理工大學，2013．

Han Yaqiong. Numerical study on circulation and influence factors in the Bohai Sea by EFDC[D]. Dalian: Dalian University of Science of Technology， 2013．

[24]馬倩. 大風作用下渤海環流和水交換的數值模擬研究[D]. 青島:中國海洋大學，2014．

Ma Qian. Numerical study on circulation and water exchange in Bohai Sea with hing wind[D]. Qingdao: Ocean University of China， 2014．

[25]曲立新. 黃渤海環流對冬季大風過程的響應機制研究[D]. 青島:中國海洋大學，2014．

Qu Lixin. Numerical study on the response mechanism of the winter circulation to the hing wind in the Yellow-Bohai Seas[D]. Qingdao: Ocean University of China， 2014．

[26]畢聰聰，鮑獻文，萬凱. 渤海鹽度年代際變異對環流結構的影響[J]. 中國海洋大學學報，2015，45(1)：1-8．

Bi Congcong， Bao Xianwen， Wan Kai. The effect of the decadal variability of the salinity on circulation in the Bohai Sea[J]. Periodical of Ocean University of China， 2015， 45(1): 1-8．

[27]萬修全，馬倩，馬偉偉. 冬季高頻大風過程對渤海冬季環流和水交換影響的數值模擬[J]. 中國海洋大學學報，2015，45(4)：1-8．

Wan Xiuquan， Ma Qian， Ma Weiwei. Numerical simulation on effect of hing-frequency wind on winter circulation and water exchange in Bohai Sea[J]. Periodical of Ocean University of China， 2015， 45(4): 1-8．

[28]吳德星，萬修全，鮑獻文，等. 渤海1958年和2000年夏季溫鹽場及環流結構的比較[J]. 科學通報，2004，49(3)：287-292．

Wu Dexing， Wan Xiuquan， Bao Xianwen， et al. Difference of distributions of temperature and salinity and structure of circulation in 2000 from that of in 1985 in the Bohai Sea in summer[J]. Chinese Science Bulletin， 2004， 49(3): 287-292．

[29]吳德星，牟林，李強，等. 渤海鹽度長期變化特征及可能的主導因素[J]. 自然科學進展，2004，14(1)：87-91.

Wu Dexing， Mou Lin， Li Qiang， et al. Leading factor on characteristics of long-term variability of the salinity in the Bohai Sea[J]. Progress in Natural Science， 2004， 14(1): 87-91．

[30]Liu Sumei，Li Lingwei， Zhang Guiling， et al. Impacts of human activities on nutrient transports in the Huanghe (Yellow River) estuary[J]. Journal of Hydrology， 2012， 430(7)：103-110．

[31]Shchepetkin A F，McWilliams J C. The regional oceanic modeling system (ROMS): A split-explicit，free-surface， topography-following-coordinate oceanic model[J]. Ocean Modeling，2005(9)：347-404．

[32]海洋圖集編委會. 渤海、黃海、東海海洋圖集：水文分冊[M]. 北京: 海洋出版社，1993．

Marine Atlas Editorial Board. Marine Atlas of Bohai， Huanghai and East China Seas: Hydrology[M]. Beijing: China Ocean Press， 1993．

[33]Ge Jianzhong. Multi-scale FVCOM model system for the East China Sea and Changjiang Estuary and its applications[D]. Shanghai: East China Normal University， 2010．

[34]Fairall C W， Bradley E F， Rogers D P， et al. Bulk parameterization of air-sea fluxes for tropical ocean-global atmosphere coupled-ocean atmosphere response experiment[J]. Journal of Geophysical Research， 1996， 101(C2)：3747-3764．

[35]Murphy A H. Skill scores based on the mean square error and their relationships to the correlation coefficient[J]. Monthly Weather Review，1988，116(12):2417-2424．

[36]Wu H，Zhu J R，Shen J，et al. Tidal modulation on the Changjiang River plume in summer[J]. Journal of Geophysical Research，2011，116，C08017，doi：10.1029/2011JC007209．

[37]萬修全. 渤海冬夏季環流特征及變異的初步研究[D]. 青島:中國海洋大學，2003．

Wan Xiuquan. Primary study on characteristics of circulation and its variability in winter and summer in the Bohai Sea[D]. Qingdao: Ocean University of China， 2003．

[38]Wei H，Wu J P，Pohlmann T. A simulation on the seasonal variation of the circulation and transport in the Bohai Sea[J]. Journal of Oceanography of Huanghai and Bohai Seas，2001，19(2)：1-9．

[39]Chao Shenn-Yu. River-Forced Estuarine Plume[J]. Journal of Physical Oceanography，1987，18(1)：72-88．

[40]Cléa D，Budgell W P，Toumi R. The Congo River plume: Impact of the forcing on the far-field and near-field dynamics[J]. Journal of Geographic Research: Oceans，2013，118(C2)：964-989．

[41]樂肯堂. 長江沖淡水路徑的初步研究—Ⅰ. 模式[J]. 海洋與湖沼，1984，15(2)：157-167．

Le Kentang. Primary study on the path of Changjiang diluted water—Ⅰ. Model [J]. Oceanologia et Limnologia Sinica， 1984， 15(2): 157-167．

[42]朱蘭部，趙保仁，劉克修. 黃河沖淡水轉向問題的初步探討[J]. 海洋科學集刊，1997，38(1)：61-67．

Zhu Lanbu， Zhao Baoren， Liu Kexiu. Primary study on the path of Yellow River diluted water[J]. Studia Mrine Sinica， 1997， 38(1): 61-67．

Numerical study of the circulation influenced by runoff input in the Huanghe (Yellow) River Estuary and adjacent waters in summer

Shou Weiwei1， Zong Haibo1， Ding Pingxing1

(1.StateKeyLaboratoryofEstuarineandCoastalResearch，EastChinaNormalUniversity，Shanghai200062，China)

Abstract:A 3-D nonlinear baroclinic ocean model based on Regional Ocean Modeling System (ROMS) has been set up， with the consideration of river discharge， wind， sea surface heat flux and regional ocean circulation to carry out numerical studies of the circulation pattern influenced by runoff input in the Huanghe (Yellow) River Estuary and adjacent waters in summer month of August. The numerical simulations confirm the viewpoint of northward rotation of Huanghe diluted water well， and present the effect of river discharge on circulation in the vicinity of Huanghe Estuary meanwhile. The numerical results show that Huanghe diluted water affects circulation in region of Huanghe Estuary significantly， and the residual speed markedly increased alone with the strengthened northerly rotation as the result of increasingly discharge. The circulation pattern in Laizhou Bay is under almost total controls of Huanghe runoff， and this local circulation is apt to develop and maintain with smaller order of magnitude of Huanghe discharge， vice versa. Surface residual currents tend to increase apparently with larger volume of diluted water， leading to enhanced vertical gradient of residual currents that can cause much stronger bottom flow and vertical circulation near river estuary．

Key words:Huanghe (Yellow) River; discharge; circulation; numerical study

收稿日期：2015-07-29；

修訂日期：2015-12-08。

基金項目：國家自然科學基金青年科學基金項目(41106074)；海洋公益性行業科研專項經費項目(200905007-3)。

作者簡介：壽瑋瑋(1982-)，男，浙江省諸暨市人，博士研究生，主要從事河口近海動力學、河口近海水質數值模擬等研究。E-mail：shouweiwei@sina.com *通信作者：宗海波，助理研究員，主要從事河口近海動力學、河口近海水質數值模擬等研究。E-mail：hbzong@sklec.ecnu.edu.cn

中圖分類號:P731.2

文獻標志碼：A

文章編號：0253-4193(2016)07-0001-13

壽瑋瑋，宗海波，丁平興. 夏季黃河入海徑流對黃河口及附近海域環流影響的數值研究[J]. 海洋學報， 2016， 38(7): 1-13， doi:10.3969/j.issn.0253-4193.2016.07.001

Shou Weiwei， Zong Haibo， Ding Pingxing. Numerical study of the circulation influenced by runoff input in the Huanghe (Yellow) River Estuary and adjacent waters in summer[J]. Haiyang Xuebao， 2016， 38(7): 1-13， doi:10.3969/j.issn.0253-4193.2016.07.001