渤海沿岸流季節(jié)變化對青島冷水團(tuán)影響的初步分析

靳姍姍,孫俊川,魏澤勛*

(1.國家海洋局第一海洋研究所,山東青島266061; 2.青島海洋科學(xué)與技術(shù)國家實(shí)驗(yàn)室區(qū)域海洋動力學(xué)與數(shù)值模擬功能實(shí)驗(yàn)室,山東青島266237; 3.海洋環(huán)境科學(xué)和數(shù)值模擬國家海洋局重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,山東青島266061)

研究論文

渤海沿岸流季節(jié)變化對青島冷水團(tuán)影響的初步分析

靳姍姍1,2,3,孫俊川1,2,3,魏澤勛1,2,3*

(1.國家海洋局第一海洋研究所,山東青島266061; 2.青島海洋科學(xué)與技術(shù)國家實(shí)驗(yàn)室區(qū)域海洋動力學(xué)與數(shù)值模擬功能實(shí)驗(yàn)室,山東青島266237; 3.海洋環(huán)境科學(xué)和數(shù)值模擬國家海洋局重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,山東青島266061)

青島冷水團(tuán)位于青島外海海域,具有獨(dú)特的溫鹽結(jié)構(gòu)和生消規(guī)律,對近海水文和周圍漁場有重要的影響。利用世界海洋數(shù)據(jù)庫(WOD2013)和中國科學(xué)院海洋研究所開放航次的黃海斷面觀測資料,及ROMS區(qū)域海洋模式,對青島冷水團(tuán)的形成機(jī)制和演化過程進(jìn)行了研究。結(jié)果表明,青島冷水團(tuán)3月初現(xiàn),4月形成,5月達(dá)到鼎盛, 6、7月逐漸與黃海冷水團(tuán)融合,8月開始衰減至10月消亡。渤海沿岸流秋冬季為北風(fēng)驅(qū)動的正壓流,其攜帶的山東半島北岸的低溫水為青島冷水團(tuán)的形成提供水源;春夏季為冷水團(tuán)密度環(huán)流,輸運(yùn)到青島冷水團(tuán)和黃海西側(cè)冷水團(tuán)之間的低溫水促進(jìn)了兩水團(tuán)的融合,加快青島冷水團(tuán)的消亡。

青島冷水團(tuán);渤海沿岸流;季節(jié)變化;ROMS模式

青島冷水團(tuán)存在于青島東南部外海的深層海域,是春季黃海西部海域一個(gè)獨(dú)立的水團(tuán)現(xiàn)象[1],其核心區(qū)為水深15 m至底層且溫度小于7.5℃的冷中心[1-3],是以低溫低鹽為主要特征的季節(jié)性水團(tuán)。該冷水團(tuán)自1959年的全國海洋綜合調(diào)查中被發(fā)現(xiàn)之后,有關(guān)學(xué)者[1-6]對其進(jìn)行了調(diào)查和研究,包括青島冷水團(tuán)的溫鹽性質(zhì)[3,6]、強(qiáng)度的年際變化[1]、以及該水團(tuán)與黃海冷水團(tuán)[6]和漁場[2]的關(guān)系,指出,該冷水團(tuán)是山東半島北部低溫低鹽的沿岸水向南入侵,在當(dāng)?shù)丨h(huán)境影響下形成的。青島冷水團(tuán)具有規(guī)律的長消過程,即它在3月下旬初現(xiàn),4月成型,5月鼎盛,6月減弱,7月消失。但也有學(xué)者指出[7],青島冷水團(tuán)直至7月仍然存在,而且,與黃海冷水團(tuán)的冷中心在南黃海的范圍相比,青島冷水團(tuán)的冷中心范圍更大。此外,已有的研究也表明春季青島冷水團(tuán)的形成與渤海沿岸流密切相關(guān)[1,3-4,6,8]。

渤海沿岸流(亦有學(xué)者稱其為魯北沿岸流)沿山東半島北岸向東流動至成山角附近后,流向轉(zhuǎn)向南,然后,大致沿著山東半島南岸向西南方向流動[9]。已有資料表明,渤海沿岸流每年的流向和路徑大致不變,流速表現(xiàn)為冬強(qiáng)夏弱。然而,渤海沿岸流的形成機(jī)制在冬、夏兩季卻大不相同。冬季主要是受強(qiáng)烈的北風(fēng)驅(qū)動影響,而夏季,主要是受溫差導(dǎo)致的密度梯度的影響,此時(shí)的流是黃海冷水團(tuán)密度環(huán)流的一部分。

冬季,渤海沿岸流將山東半島北部沿岸水輸送到青島東南海域,在山東半島南側(cè)的反氣旋渦和太陽輻射加熱的共同作用下,在青島外海形成了局地的低溫低鹽水,其東側(cè)為來自黃海暖流的高溫高鹽水。春季(3月),太陽輻射不斷增強(qiáng)導(dǎo)致海表水升溫,青島冷水團(tuán)開始逐漸形成,水團(tuán)溫度分布為中央低,邊緣高,與周圍的海水形成較強(qiáng)的溫度梯度。5月為冷水團(tuán)的鼎盛期,青島冷水團(tuán)中心位置在上層海水溫度升高的影響下發(fā)生東移,并且水團(tuán)鹽度值開始升高。但是,水團(tuán)冷中心的東移是黃海西側(cè)海水熱結(jié)構(gòu)的變化,而并不是整個(gè)水體的移動[6]。到7月,青島冷水團(tuán)基本與黃海東側(cè)冷水團(tuán)融為一體,溫躍層和青島冷水團(tuán)同時(shí)消失,消亡的動力機(jī)制是南黃海6—7月間偏南風(fēng)的增強(qiáng)和溫躍層以下反氣旋渦的減弱,而消亡的熱力機(jī)制是海面凈熱通量的下傳和水平熱量的輸入[10]。

(李 燕 編輯)

以往的研究多是用斷面觀測資料對青島冷水團(tuán)進(jìn)行分析,研究成果也多是基于單個(gè)航次的調(diào)查資料分析得到的,此外,基于多年水溫資料研究得到的年際變化,其研究區(qū)域也大都是青島冷水團(tuán)存在的區(qū)域,很少涉及青島冷水團(tuán)從來源到形成直到消亡的整個(gè)形成機(jī)制和演化過程。因此,本文首先利用觀測資料進(jìn)行大致的分析,為了彌補(bǔ)由于觀測資料不足對結(jié)果造成的影響,隨后用區(qū)域海洋模式(ROMS)模擬得到的氣候態(tài)數(shù)值,來完整的系統(tǒng)的研究青島冷水團(tuán)的形成機(jī)制和演化過程,以及渤海沿岸流的季節(jié)性變化對青島冷水團(tuán)的影響。

1 數(shù)據(jù)與方法

為了探討青島冷水團(tuán)的季節(jié)變化和演化過程,搜集并整理了WOD2013(World Ocean Database 2013)和中國科學(xué)院海洋研究所研究開放航次中相關(guān)的溫鹽資料。其中,WOD2013是由美國國家海洋資料中心(NODC)研發(fā)的2013版的世界海洋數(shù)據(jù)庫,該數(shù)據(jù)庫的溫鹽資料主要包括高分辨率的CTD、水溫探測器(MBT,XBT)、漂流浮標(biāo)(DRB,PFL)和錨定浮標(biāo)(MRB)等觀測數(shù)據(jù)。本文中選取的WOD2013觀測資料為冬季(2004-02),觀測站位為36°N斷面,而中科院海洋所開放航次的觀測資料為春季(2014-05)、夏季(2010-07)、秋季(2011-11),分布在33°N,34°N,35°N,36°N,37°N斷面的具體的站位設(shè)置如圖1所示。

圖1 WOD2013資料觀測站位(黑色)和中科院海洋所開放航次觀測站位(紅色)Fig.1 Observation stations of WOD2013(black stars)and cruised conducted by the Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences(red stars)

文中采用的 ROMS區(qū)域海洋模式(Regional Ocean Modeling System),是由羅格斯大學(xué)(Rutger University)和加利福尼亞大學(xué)洛杉磯分校UCLA(University of California, Los Angeles)共同研發(fā),被廣泛地應(yīng)用于區(qū)域海洋研究中。ROMS模式基于Boussinesq近似和垂向靜壓近似,求解了自由表面Reynolds平均的三維Navier-stokes方程,水平方向采用Arakawa-C網(wǎng)格,垂向采用地形擬合坐標(biāo)系(S-coordinate)。本文模式區(qū)域范圍為(117°30'～127°00'E,28°～41°N),涵蓋了渤海、黃海和東海的部分海域,水平分辨率為(1/12)°×(1/ 12)°,垂向方向共分為26層,并且表層和底層進(jìn)行了加密。地形數(shù)據(jù)采用美國國家地球物理數(shù)據(jù)中心提供的ETOPO1地形數(shù)據(jù)(http:∥www.ngdc.noaa.gov/mgg/global/)。模式的驅(qū)動場源自于COADS(The Comprehensive O-cean-Atmosphere Data Set)氣候態(tài)月平均的動量通量、熱通量、淡水通量以及海表面溫度和鹽度。模式中加入了8個(gè)分潮,分別為K1,O1, P1,Q1,M2,S2,N2和K2,其數(shù)據(jù)源自于俄勒岡大學(xué)提供的TPXO7.0(http:∥volkov.oce.orst.edu/tides/ global.html)數(shù)據(jù)集。模式的初始場和開邊界條件,由太平洋區(qū)域氣候態(tài)模擬結(jié)果(中國科學(xué)院海洋研究所楊德周博士等)插值得到[11],通過實(shí)測資料證實(shí),該模擬結(jié)果對東中國海環(huán)流的刻畫比較精準(zhǔn)[12]。模式共積分了10 a,本文采用了第10年的氣候態(tài)模擬結(jié)果進(jìn)行相關(guān)討論。

2 結(jié)果與討論

2.1 青島冷水團(tuán)資料分析

已有的研究[1,3-4]表明:青島冷水團(tuán)是由來源于冬季山東半島北岸海域的低溫低鹽水,沿岸繞過山東半島后在青島外海的局地環(huán)境影響下形成的。本節(jié)將進(jìn)一步通過實(shí)測的溫鹽資料及氣候態(tài)的海表面溫度圖和離水輻射率圖,分析青島冷水團(tuán)的來源以及季節(jié)變化。

圖2為2014-05春季航次資料分析得到的黃海西部表層和底層的溫鹽平面分布圖。表層分布圖中,在黃海中部高鹽水與山東半島近岸低鹽水之間存在明顯的鹽度鋒面,而存在于在山東半島的東南海域的一條低溫、低鹽的水舌,大致沿著該鋒面向西南延伸至蘇北近岸海域,這表明渤海沿岸流攜帶低溫低鹽水,進(jìn)入黃海后沿山東半島南岸向西南流動。在底層溫度分布圖中,最為顯著的現(xiàn)象是一片獨(dú)立的低溫水域,存在于青島東南海域(約122°E,36°N),核心溫度約為5℃,呈NE—SW方向分布,該冷水團(tuán)區(qū)域的西側(cè)邊界與鹽度鋒面基本平行。

圖2 2014-05黃海溫度鹽度平面分布Fig.2 Distribution of temperature and salinity in Yellow Sea in May,2014

分析MODIS氣候態(tài)2月份的SST(圖3a)和SeaWiFs氣候態(tài)2月份670 nm離水輻射率nlw分布(圖3b)得到:冬季,低溫水和渾濁水從山東半島北岸沿岸向東流動至成山角,在此轉(zhuǎn)向后繼續(xù)沿著山東半島沿岸向南流動,這股沿岸流與東側(cè)較為清澈的高溫黃海暖流水形成了明顯的懸浮物濃度鋒面和溫度鋒面[13-14]。此時(shí),在大約(123°E,35°N)附近出現(xiàn)從黃海暖流主軸分離的青島分支,而在黃海暖流主軸和青島分支之間則楔入了渤海沿岸流南下攜帶的冷水,該冷水被黃海暖流的高溫高鹽水所環(huán)抱。此外,在圖3b中還能發(fā)現(xiàn),在青島外海的離水輻射分辨率與山東半島北部和東部的沿岸水基本相同,這也可以進(jìn)一步證明青島冷水團(tuán)的水來源于山東半島北岸的說法。

圖3 MODIS氣候態(tài)2月份海表面溫度和SeaWiFs氣候態(tài)2月份670 nm離水輻射率Fig.3 Climatological sea surface temperature of MODIS in February,climatological 670 nm normalized water-leaving radiance of SeaWiFs in February

在冬季(2月)36°N斷面水溫分布圖(圖4a)中,同樣可以看到,來自渤海沿岸流的冷水大致分布在122°E,水深30～40 m之間的海域,冷水兩側(cè)是高溫的黃海暖流水,由于該低溫水獨(dú)立存在,可以視為青島冷水團(tuán)的雛形[7],水溫為4℃左右。5月(圖4b),由于太陽輻射增強(qiáng),對流、渦動混合減弱,破壞了冬季溫度垂直分布的均勻狀態(tài),導(dǎo)致季節(jié)溫躍層出現(xiàn),青島冷水團(tuán)發(fā)展到鼎盛,核心大致位于122°15'E,水溫大概為5℃,此時(shí)的青島冷水團(tuán)被認(rèn)為是黃海冷水團(tuán)的一部分[14]。7月(圖4c),青島冷水團(tuán)核心東移到大致122°30'E處,水深為50～60 m左右,與仁川外海冷水團(tuán)并為此時(shí)黃海冷水團(tuán)的兩個(gè)較強(qiáng)的冷中心[15]。而到11月,降溫導(dǎo)致垂向混合增強(qiáng),青島冷水團(tuán)和溫躍層幾乎同時(shí)消失。青島冷水團(tuán)冷中心的溫度分布表明,冷中心貼著海底,向更深的東南海域移動,它的移動方向大致為黃海海槽方向,這也進(jìn)一步說明了,青島冷水團(tuán)與黃海冷水團(tuán)逐漸融合使其成為黃海冷水團(tuán)的一部分,而不再是一個(gè)獨(dú)立的水團(tuán),標(biāo)志著青島冷水團(tuán)的衰減直至消失。

圖4 黃海36°N斷面水溫分布圖Fig.4 Water temperature distribution at 36°N section of the Yellow Sea

2.2 數(shù)值模擬結(jié)果

以上分析基于有限的斷面觀測資料,不能夠?qū)η鄭u冷水團(tuán)的形成和演化過程進(jìn)行完整地研究,因此采用ROMS模式對青島冷水團(tuán)的形成演化過程進(jìn)行數(shù)值模擬分析,基于得到的12個(gè)月的氣候態(tài)數(shù)值模擬結(jié)果,對青島冷水團(tuán)的演化過程展開詳細(xì)討論。

冬季1—2月黃海暖流達(dá)到鼎盛,來自濟(jì)州島西南海域入侵黃海的高溫水,在(123°E,35°N)附近分成東北向和青島方向2個(gè)分支,東北方向的分支進(jìn)入北黃海海域;青島方向的分支達(dá)到青島外海后,沿山東半島南岸岸線向東北流動。此時(shí),南岸的冷水與黃海暖流青島分支的高溫水之間形成了明顯的溫度鋒面,與2月的MODIS SST平面分布基本一致。而源自山東半島北岸的冷水,在繞過成山角后,楔入到黃海暖流的2個(gè)分支之間,形成明顯的被高溫水所裹挾的低溫水區(qū)。3月(圖5c),隨著北風(fēng)的減弱,黃海暖流開始向濟(jì)州島方向退縮,在山東半島東南近岸(122°15'E,37°30'N)被之前黃海暖流2個(gè)分支裹挾水溫低于4℃的冷水區(qū),青島冷水團(tuán)的雛形為該冷水與成山頭附近的冷水連成的冷水區(qū),但是此時(shí)還不是獨(dú)立的冷水團(tuán)。需要指出的是,這片冷水區(qū)水的來源,便是青島冷水團(tuán)的水的來源,即山東半島北部的近岸冷水。到4月(圖5d),隨著太陽輻射增強(qiáng),近岸水開始快速升溫,垂直分布的均勻狀態(tài)遭到破壞,海水開始層化,青島冷水團(tuán)開始成為獨(dú)立的冷水團(tuán)并向南部較深的海域移動。與此同時(shí),北黃海朝鮮近海冷水團(tuán)和黃海東側(cè)韓國近海冷水團(tuán)均開始形成,這3個(gè)冷水團(tuán)被冬季黃海暖流的殘留水隔離開來,分別成為獨(dú)立的冷水團(tuán)。5月,隨著溫度的升高,海水垂直方向的分層更為明顯,青島冷水團(tuán)達(dá)到鼎盛,冷中心位置也移向外海(40 m左右)更深的海域,溫度上升到6～7℃左右。此時(shí),黃海冷水團(tuán)范圍的不斷擴(kuò)大和青島冷水團(tuán)冷中心的東移,促進(jìn)了2個(gè)水團(tuán)邊界的混合,導(dǎo)致青島冷水團(tuán)和黃海東側(cè)的冷水團(tuán)的界限開始退化。6,7月,不同水團(tuán)逐漸融合,代表黃海冷水團(tuán)核心范圍的10℃等溫線(圖6中白線)將3個(gè)冷水團(tuán)包絡(luò)在內(nèi),黃海冷水團(tuán)達(dá)到鼎盛,而青島冷水團(tuán)已不再是獨(dú)立的冷水團(tuán),而是黃海冷水團(tuán)的一部分。8,9,10月青島冷水團(tuán)在垂向混合增強(qiáng)的影響下開始衰減,溫度不斷升高至不在10℃等溫線的包絡(luò)之內(nèi),此時(shí),黃海冷水團(tuán)僅存在于黃海海槽。至10月,青島冷水團(tuán)完全消失。到12月,黃海冷水團(tuán)已經(jīng)基本消失,而黃海暖流開始形成,暖水舌自濟(jì)州島西南向黃海內(nèi)部延伸。此時(shí),山東半島北部近岸形成了明顯的冷水沿岸流,為翌年青島冷水團(tuán)的形成提供冷水來源。

上述分析顯示,青島冷水團(tuán)的冷水來源為山東半島北部沿岸的低溫水,由渤海沿岸流攜帶至青島外海海域。該水團(tuán)在3月開始形成,冷水團(tuán)的核心位置隨著地形和海面增溫的共同作用而逐漸移向東南深水區(qū),此外,它與黃海東側(cè)冷水團(tuán)也隨著側(cè)向混合的增強(qiáng)而不斷融合,到7月成為黃海冷水團(tuán)的一部分,之后,隨著垂向混合的增強(qiáng),青島冷水團(tuán)逐漸減弱至10月完全消失。需要指出的是上述所討論的冷水團(tuán)核心的移動并不是整個(gè)水體的移動[8],而是海域熱力結(jié)構(gòu)的形態(tài)變化。

圖7給出了模式模擬得到的黃海36°N和37°N斷面氣候態(tài)的近底層水溫和經(jīng)向流速隨時(shí)間的演化圖。在37°N溫度斷面中,冬季,在20～30 m等深線之間的123°E以西海域?yàn)榈蜏厮?在水深50 m左右的123° 00'～124°30'E之間海域?yàn)楦邷厮?與氣候態(tài)的黃海底層溫度平面分布圖(圖5a,圖5b和圖6f)對照后發(fā)現(xiàn),低溫水與山東半島沿岸冷水對應(yīng),而高溫水與黃海暖流對應(yīng)。此外,從經(jīng)向流速圖中,黃海暖流東北分支的北向流動和渤海沿岸流(黑色方框)的南向流動形成了流向明顯相反的2支流,與前面結(jié)論相符。從3月開始,渤海沿岸流隨著季風(fēng)轉(zhuǎn)為南風(fēng)而轉(zhuǎn)為流速較弱的北向流,與此同時(shí),黃海暖流也逐漸減弱。7月,黃海冷水團(tuán)環(huán)流出現(xiàn)而黃海暖流消失,環(huán)流的西側(cè)部分為圖中123°15'E附近出現(xiàn)的較強(qiáng)的南向流,位于40～50 m等深線之間,在該南向流的西側(cè)近岸則為狹窄的北向流。與37°N斷面相比,36°N斷面的溫度和經(jīng)向流速結(jié)構(gòu)稍有不同是,冬季渤海沿岸流在122°E附近楔入到黃海暖流的2個(gè)分支之間(圖7b黑框),而不是沿著山東半島南岸流動,黃海暖流雙分支在分布圖中均能明顯觀察到。青島冷水團(tuán)在2月時(shí)分布范圍較小,但溫度低于4℃,至5月,冷水團(tuán)隨著分布范圍不斷擴(kuò)大和水溫逐漸升高,其核心逐漸東移,與核心逐漸西移的黃海東側(cè)冷水團(tuán)開始融合。此時(shí),近岸的渤海沿岸流轉(zhuǎn)為北向,而南向的冷水團(tuán)環(huán)流大致在122°30'E開始形成。可以推斷,冷水團(tuán)環(huán)流將山東半島北岸的中層冷水不斷的輸運(yùn)到黃海東側(cè)冷水團(tuán)與青島冷水團(tuán)之間,促進(jìn)2個(gè)水團(tuán)不斷融合。至7月,黃海東側(cè)冷水團(tuán)與青島冷水團(tuán)完全融為一體,此時(shí)的黃海冷水團(tuán)達(dá)到鼎盛,之后不斷向黃海海槽中部歸縮,到11月基本消失。

以往的研究[9,14]認(rèn)為渤海沿岸流終年路徑大致不變,流速呈現(xiàn)冬強(qiáng)夏弱的特征。但本文中的模式結(jié)果表明:冬季在北風(fēng)的作用下,渤海沿岸流的路徑偏向近岸(30 m等深線以淺)。春季、夏季,季風(fēng)逐漸由南風(fēng)向北風(fēng)轉(zhuǎn)變,山東半島的近岸流受風(fēng)的影響也相應(yīng)的發(fā)生改變,而在離岸較遠(yuǎn)的深水區(qū)(40 m左右),由于冷水團(tuán)的斜壓效應(yīng)形成了南向的冷水團(tuán)環(huán)流。進(jìn)入秋季,季風(fēng)轉(zhuǎn)為北風(fēng),山東半島的近岸流轉(zhuǎn)為南向,北向的黃海暖所取代了冷水團(tuán)環(huán)流。渤海沿岸流在冬季和夏季的形成機(jī)制不同,前者為北風(fēng)驅(qū)動,后者為密度環(huán)流,路徑也從30 m等深線向50 m等深線移動,而春季和秋季為渤海沿岸流的轉(zhuǎn)換期,分別為弱的北向流和南向流。

圖5 模擬的氣候態(tài)的1—6月黃海近底層溫度平面分布圖Fig.5 Simulated climatological temperature of the near-bottom layer in the Yellow Sea from January to June

圖6 模擬的氣候態(tài)的7—12月黃海近底層溫度平面分布圖Fig.6 Simulated climatological temperature of the near-bottom layer in the Yellow Sea from July to December

圖7 模擬的黃海斷面近底層溫度和經(jīng)向速度隨時(shí)間演化圖Fig.7 Evolution of the simulated temperature and meridional velocity of the bottom layer of the Yellow Sea

圖8 顯示了模擬得到的黃海2,5,7,11月的氣候態(tài)月平均、垂向積分平均的流場。與前面分析類似,2月,渤海沿岸流整體沿近岸流動,在繞過成山角后流向山東半島東南海域中部,北上的黃海暖流在其東側(cè)。5月,渤海沿岸流在比較弱的南風(fēng)影響下為不明顯的北向流,而此時(shí)黃海冷水團(tuán)環(huán)流尚未形成。到了7月,在黃海冷水團(tuán)邊緣,形成了大致沿50 m等深線逆時(shí)針流動的明顯的氣旋式環(huán)流。冷水團(tuán)環(huán)流從渤海海峽中部沿著50 m等深線繞過成山角流入黃海中部后,流速減弱,流幅變寬,基本沿著冬季黃海暖流的路徑反向流動。至11月,季風(fēng)轉(zhuǎn)為北風(fēng),黃海暖流開始形成,冷水團(tuán)環(huán)流消失,此時(shí)渤海沿岸流被北風(fēng)所驅(qū)動,沿著山東半島近岸南下,強(qiáng)度弱于冬季。渤海、黃海西部沿岸漂流瓶的漂流路徑示意圖[16]證實(shí)了上述的討論,與夏季漂流瓶軌跡相比,冬季明顯更偏向近岸,而秋季進(jìn)入黃海的漂流瓶則很少,春季則基本沒有從山東半島北部繞過成山角進(jìn)入黃海的漂流瓶。

圖8 氣候態(tài)模擬得到的黃海月平均、垂向積分平均的流場Fig.8 Simulated monthly mean vertically-averaged current fields of the Yellow Sea

3 結(jié) 論

基于現(xiàn)場觀測資料和ROMS模式對青島冷水團(tuán)的形成機(jī)制和演化過程進(jìn)行了細(xì)致的討論,得出了青島冷水團(tuán)的演化過程:3月初現(xiàn),5月達(dá)到鼎盛,7月與黃海東側(cè)冷水團(tuán)融為一體,10月消失,該過程與前人的研究成果基本一致。在實(shí)測資料的溫度分布圖中,可明顯觀察到青島冷水團(tuán)的存在,此外,SeaWiFs 2月氣候態(tài)的青島外海離水輻射率與山東半島北部和東部的沿岸水基本相同,這與渤海沿岸流都可證明青島冷水團(tuán)的水來源于山東半島北岸的說法。

模式結(jié)果顯示,渤海沿岸流春夏為北向流,秋冬為南向流,其形成機(jī)制分別為冬季的北風(fēng)驅(qū)動和夏季的密度環(huán)流。冬季的渤海沿岸流在北風(fēng)驅(qū)動下,路徑靠近近岸,在繞過成山角后流向山東半島東南海域,被黃海暖流的2個(gè)分支所裹挾,其攜帶的山東半島北岸的低溫水滯留在黃海暖流水之間,在山東半島東南近岸(122°15'E,37°30'N)出現(xiàn)了水溫低于4℃左右的冷水區(qū),視為青島冷水團(tuán)的雛形(3月),不過此時(shí)還不是完全獨(dú)立的冷水團(tuán)。進(jìn)入春季,隨著季風(fēng)轉(zhuǎn)為南風(fēng),渤海沿岸流逐漸轉(zhuǎn)為較弱的北向流,在和山東半島南岸的近岸水快速增溫的共同影響下,冬季滯留的冷水與黃海暖流殘留水混合,4月形成獨(dú)立的冷水團(tuán),冷水團(tuán)的核心從122°E東移到122°30'E附近。5月,隨著太陽輻射增強(qiáng),海水層化明顯,此時(shí)的冷水團(tuán)達(dá)到鼎盛時(shí)期。但與此同時(shí),近岸的渤海沿岸流為北向流,在冷水團(tuán)的斜壓效應(yīng)的影響下,離岸較遠(yuǎn)的深水區(qū)南向的冷水團(tuán)環(huán)流形成,不斷的將山東半島北岸的中層冷水輸入青島冷水團(tuán)和黃海東側(cè)的冷水團(tuán)之間,兩水團(tuán)之間的界限開始退化。6,7月,兩個(gè)水團(tuán)逐漸融為一體,青島冷水團(tuán)成為黃海冷水團(tuán)的一部分,黃海冷水團(tuán)逐漸完整。隨著季風(fēng)轉(zhuǎn)為北風(fēng)和降溫導(dǎo)致的垂向混合的增強(qiáng),10月,青島冷水團(tuán)和冷水團(tuán)環(huán)流逐漸消失,取而代之的是北向的黃海暖流。與此同時(shí),受北風(fēng)驅(qū)動,渤海沿岸流開始形成,路徑靠近近岸,為翌年青島冷水團(tuán)的形成提供低溫水來源,這進(jìn)一步豐富和深化了前人關(guān)于渤海沿岸流和青島冷水團(tuán)形成機(jī)制和演化機(jī)制的認(rèn)識。

致謝:世界海洋數(shù)據(jù)庫(WOD2013)和中國科學(xué)院海洋研究所提供開放航次黃海斷面觀測資料,以及中科院海洋研究所超算中心提供計(jì)算支持。

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Effects of the Seasonal Variability of the Bohai Sea Coastal Current on the Qingdao Cold Water Mass

JIN Shan-shan1,2,3,SUN Jun-chuan1,2,3,WEI Ze-xun1,2,3
(1.The First Institute of Oceanography,SOA,Qingdao 266061,China;2.Laboratory for Regional Oceanography and Numerical Modeling,Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266237,China;3.Key Laboratory of Marine Science and Numerical Modeling State Oceanic Ad ministration,Qingdao 266061,China)

The Qingdao Cold Water Mass(QCWM),located in the offshore waters of Qingdao,has remarkable seasonal variability with unique temperature and salinity structure and significant impact on the fisheries and hydrological conditions in that region.In this paper,the formation and evolution of the QCWM are analyzed based on observations from the World Ocean Database(WOD2013)and cruises conducted by the Institute of Oceanology,Chinese Academy of Sciences as well as numerical simulations of the Regional Ocean Modeling System(ROMS).The results show that the QCWM appears in March, forms in April,and peaks in May.It merges with the Yellow Sea Cold Water Mass(YSCWM)in June, then starts to decay in August and diminishes in October.The Bohai Sea Coastal Current(BSCC)is barotropic current driven by the north wind during autumn and winter,which transports the low temperature water from the north coast of Shandong Peninsula to the QCWM.The BSCC is density circulation from spring to summer,which transports the cold water to the area between the QCWM and the west of the YSCWM and can decay the QCWM.

Qingdao Cold Water Mass(QCWM);Bohai Sea Coastal Current(BSCC);seasonal variability; Regional Ocean Modeling System(ROMS)

November 14,2016

P731 文獻(xiàn)標(biāo)示碼:A

1671-6647(2017)03-0317-12

10.3969/j.issn.1671-6647.2017.03.002

2016-11-14

國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目——黃海暖流雙核結(jié)構(gòu)的數(shù)值模擬研究(41606040)和渤海海峽水交換及其機(jī)制研究(40976016);國家科技支撐計(jì)劃項(xiàng)目——渤海環(huán)境容量與水體交換評價(jià)技術(shù)及應(yīng)用研究(2010BAC69B00)

靳姍姍(1991-),女,山東東阿人,碩士研究生,主要從事海洋水團(tuán)方面研究.E-mail:jinss@fio.org.cn

*通訊作者:魏澤勛(1970-),男,安徽巢湖人,研究員,博士,主要從事海洋環(huán)流和潮汐潮流方面研究.E-mail:weizx@fio.org.cn