南海北部陸架坡折帶潮流和低頻流特征分析*

張 叢 鮑獻文 丁 揚① 畢聰聰 萬 凱

(1. 中國海洋大學海洋與大氣學院 青島 266100; 2. 中國海洋大學物理海洋教育部重點實驗室 青島 266100;3. 國家海洋局北海海洋工程勘察研究院 青島 266061)

南海是太平洋西部最大的邊緣海, 由廣闊的陸架、狹窄而陡峭的陸坡以及較深的中央海盆構成。南海北部海區一般指 106°—121°E, 17°—24°N 的區域(圖 1), 東部通過呂宋海峽與太平洋相連, 東北部經臺灣海峽與東海相接。南海北部海區海流變化復雜,受海底地形、海表面強迫(季風、熱通量、蒸發和降水)、潮流、地表徑流以及周邊海峽水交換等諸多因素影響。

已有的觀測及研究表明, 南海北部潮流受四個主要分潮(K1、O1、M2和 S2)控制(Fang et al, 1999; Duda et al, 2004), 正壓和斜壓潮流均以全日潮為主(邱章等, 1999, 2000; 司廣成等, 2012), 內潮的潮流振幅存在顯著的空間變化(張效謙等, 2005)。方文東等(2000)發現1998年5—6月東沙以南陸坡附近低頻流的性質與夏季風場引起的直接效應不一致。Yang(2006)利用低通濾波的方法對南海北部陸架處的海流觀測資料進行了分析, 認為冬季逆風流不是持續存在的, 是由東北風松弛引起的。楊慶軒等(2008)利用旋轉譜和頻率波數譜等方法對南海北部定點錨系海流觀測資料進行分析, 發現正壓和斜壓的全日潮和半日潮的振幅及潮流能量均存在明顯的周期性振蕩。何琦等(2012)利用調和分析的方法對南海北部陸架陸坡區的海流觀測資料進行研究, 發現陸坡區的定常余流存在明顯的季節變化, 而陸架區余流具有明顯的逆風性。熊學軍(2013)通過分析2006—2007年冬季近兩個月的潛標觀測結果, 發現冬季該海域流動基本為西南向, 北向和東北向流出現的時間很少。Li等(2014)分析了南海北部陸架區錨系 ADCP(acoustic doppler current profiler)海流資料, 認為2009—2010年冬季南海北部陸架上的流動是風和中尺度渦共同驅動的結果。傳統觀點認為南海暖流主軸大致位于南海北部陸架坡折帶(管秉賢, 2002), 該區域流動明顯受到沿陸坡向西南方向傳播的中尺度渦影響, 其特征和動力機制成為近年來學者關注的熱點。但南海北部的海流觀測資料主要來源于短期走航測流或周日連續錨定觀測, 長期定點觀測資料較少, 且大都限于水深較淺的陸架區域。由于陸架坡折帶處海底地形變化劇烈,數值模型對該區域流動的模擬結果存在較大的偏差(Xue et al, 2004), 因此較長期的海流觀測資料對研究該海域的流動特征具有重要的意義。本文利用 1987年8月至1988年1月南海北部東沙以西位于陸架坡折帶處的定點海流連續觀測資料, 研究了該區域的定常余流、潮流和低頻流的特征和季節變化規律, 初步分析了觀測期間北向流出現的動力機制。

圖1 南海北部區域Fig.1 The northern South China Sea (contours, observation site (asterisk) and reference site (dot))

1 資料與方法

1.1 資料獲取

1987年8月13日至1988年2月5日在東沙以西位于 20°49′N, 115°41′E 的 C1 站安放安德拉 RCM-4型海流計進行三個階段的錨系海流觀測。C1站水深約 340m, 觀測站位置如圖 1所示。觀測采樣間隔為15min, 垂向采樣層次為 50、100、200和 300m。對海流數據進行質量控制剔除缺測和奇異值后, 選取了1987年8月14日至1988年1月31日每層16416個有效海流數據進行分析。同時還獲得了 50m層的溫鹽觀測資料。選取空間分辨率為0.25°×0.25°, 時間分辨率為 6小時的 CCMP(Cross-Calibrated Multi-Platform)風場數據(Atlas et al, 2011)與海流觀測資料進行相關性分析。OFES(Ocean General Circulation Model for the Earth Simulator)模型是基于 MOM3(Modular Ocean Model ver.3)開發的全球海洋環流模型, 水平分辨率為0.1°×0.1°, 垂向分為54層, 能夠較好模擬渦旋尺度的海洋動力過程。因此選用OFES模型后報的溫鹽、海流及海表面高度數據對 1988年 1月次表層出現北向流的動力機制進行分析。

1.2 分析方法

旋轉譜分析能夠較好的確定海流順時針和逆時針旋轉的能量, 并能清晰的顯示海流信號的顯著周期(Ding et al, 2013)。本文通過對海流觀測資料進行旋轉譜分析, 確定其主要頻率和能量信號。

以海流北向分量v(t, z)為例, 采用調和分析方法可將海流分解為

另外, 利用pl66tn濾波器(Beardsley et al, 1983)對各層海流和風資料進行 40小時的低通濾波, 得到去除潮流和慣性振蕩等高頻信號的低頻流和風的時間序列, 并分析了次表層低頻流的特征及其與海表面風的相關關系。

2 結果與分析

2.1 潮流特征分析

2.1.1 旋轉譜分析 圖 2為四個觀測層次海流時間序列的旋轉譜密度分布, 各層譜密度值均高于95%置信水平。分析結果顯示, 各層海流具有相似的能量分布; 譜密度存在日周期和半日周期兩個顯著的頻率峰值; 日周期頻率的譜峰密度明顯高于半日周期, 說明 C1站處潮流以全日分潮為主; 各層潮流順時針方向旋轉的能量明顯高于逆時針方向, 說明潮流在 C1站處主要為順時針運動; 日周期的信號在垂向上顯現出近表層和近底層能量高、中層能量低的分布規律; 100和 200m層存在頻率約為 0.75cpd(cycles per day)的譜峰信號, 與C1站處的理論慣性頻率(f≈0.712cpd)相近, 其能量值高于半日周期頻率的能量值, 說明C1站處中間層存在較明顯的慣性振蕩。

圖2 50、100、200和300m層海流旋轉譜Fig.2 Rotary spectra of currents measured at depths of 50, 100,200, and 300m

2.1.2 調和分析 8月中旬至翌年1月各層定常余流如圖3所示。8月下旬各層流速在垂向上變化不明顯, 50和100m層流向為西偏北向, 而200和300m層為西偏南向; 9月50和100m層流速較小, 各層流向隨深度變化不大; 10月50、100和200m層流速和流向變化均不明顯, 而近底層出現一個較小的反向流動; 11月和12月各層流速隨深度都呈現減小的趨勢,流向在垂向上變化不明顯, 12月東北風較強, 50和100m層流速較大, 均超過20cm/s; 1月流速在100和200m層較大(超過15cm/s), 而50和300m層較小, 流向基本不隨深度變化。站位處理論 Ekman深度約為110m, 但100m層流動較50m層沒有明顯的旋轉, 說明上層定常余流除了受海表面風影響外, 還受該處海水溫鹽結構、黑潮入侵以及渦旋等其他因素的影響(Cai et al, 2002; Hsueh et al, 2004; Xue et al, 2004)。綜上所述, 除10月300m層外, 各月定常余流基本為西向流動, 垂向上具有較強的正壓性。除個別時段外,各層流速和流向隨時間變化不明顯。觀測站位于傳統的冬季逆風流流區, 但是從定常余流中沒有發現持續存在的冬季逆風流。以上結果與何琦等(2012)B站(見圖1)50m層以下的觀測結果相符。

將海流各個組分分解為沿岸線和垂直于岸線方向的分量, 各組分能量與實測海流平均動能的比值列于表2, 其中u和v分別代表觀測流各組分的沿岸線和垂直于岸線方向的分量; E( u)、、、E(Δ u)分別代表沿岸線方向的實測海流、定常余流、潮流、剩余流的能量值。結果表明, 在垂直于岸線的方向上, 海流能量主要由潮流和剩余流組成; 由于各層全日分潮的主軸多為西北—東南向, 因此垂直于岸線方向的潮流能量比例大于沿岸方向; 定常余流的能量主要集中在沿岸線方向, 說明定常余流的流向基本與岸線平行; 剩余流能量所占的比例較大, 可達海流總能量的 50%左右, 說明陸架坡折帶處海流受短時間尺度的外強迫影響顯著。冬季近表層和近底層的潮流能量比例明顯高于中層, 垂向特征與冬季K1分潮潮流橢圓垂向分布特征相似。冬季各月300m層潮流能量比例明顯大于秋季, 說明冬季近底層K1分潮增強對于潮流能量貢獻很大。

圖3 各月50、100、200和300m層定常余流Fig.3 Monthly steady currents at depths of 50, 100, 200, and 300 m

表1 秋季(F)和冬季(W)各層潮流橢圓要素Tab.1 Elliptical parameters of tidal currents at different layers in autumn (F) and winter (W)

表2 1987年8月—1988年1月海流各組分能量比例Tab.2 Energy ratios of observed current components from August 1987 to January 1988

圖4 秋季和冬季50、100、200和300m層4個主要分潮(K1、O1、M2 和 S2)的潮流橢圓Fig.4 Tidal ellipses for K1, O1, M2, and S2 constituents at depths of 50, 100, 200, and 300m

2.2 低頻流特征分析

1987年8月至1988年1月低頻風應力和低頻流時間序列如圖5所示。8月中旬至9月為季風轉換期,風應力較弱且不穩定, 50和100m層流速和流向隨時間變化顯著; 而 200和 300m層主要為西南向流動,在 8月下旬流速和流向較穩定。10月各層流速和流向變化均十分劇烈, 50和100m層在短暫大風過程之后出現很強的西北向流, 且持續時間較長, 最大流速超過60cm/s; 200m層在10月下旬出現很強的西南向流, 隨后很短時間內轉為較強的東北向流。11月開始C1站處已經轉為東北風, 整個冬季風速和風向一直較為穩定, 風應力最大可超過0.4N/m2; 從11月中旬開始, 50m層流動大部分為西南向, 流速最大約50cm/s, 在這期間偶爾出現偏北向流, 在1988年1月12日至17日最明顯, 流速最大約為20cm/s, 流向呈現順時針旋轉的形態; 200和300m層流速明顯小于上兩層, 流向隨時間變化明顯; 200m層的流向出現一定周期性的擺動, 擺動的時間尺度約 5—7天, 主要介于西北向和西南向之間, 西南向流普遍強于西北向流。

圖5 40小時低通濾波的50、100、200和300m層海流以及海表面10m處風應力矢量的時間序列Fig.5 The time series of 40h low-pass filtered wind stress vectors at 10m height and subtidal currents at depths of 50, 100, 200, and 300m

為研究 50m層低頻流受海表面風的影響, 將低頻流投影至平均流速的方向, 將風應力投影至與平均流速夾角為–180°—180°的范圍, 分別計算了秋季和冬季 50m層低頻流流速和投影至各方向的風應力分量之間的相關系數。圖6為相關系數隨滯后時間和風應力旋轉角度的分布, 95%和99%置信度的臨界相關系數分別為 0.27和 0.35。結果表明, 秋、冬兩季50m層流速與海表面風應力的相關系數均大于臨界值, 秋季相關系數為 0.5左右, 與冬季相比較弱, 固定的相關系數對應的夾角值隨滯后時間變化較明顯。冬季 50m層流速與風應力相關性較好, 相關系數最大值出現在流向與風應力方向夾角–30°到 60°之間的區域, 可超過 0.75; 由于冬季東北風風向較為穩定, 因此固定的相關系數對應的夾角值隨滯后時間的變化不顯著。綜上所述, 秋、冬季海表面風應力對50m層流動影響均較明顯; 由于冬季東北風較強且較穩定, 因此冬季 50m層流動對海表面風的響應更加顯著。

圖6 秋季和冬季50m層低頻流和海表面10m低頻風的滯后相關系數分布Fig.6 Correlations between observed subtidal currents at 50 m depth and surface wind stress at 10m height in autumn and winter

3 討論

將 OFES模型模擬的海流、溫鹽結果與50m層的觀測資料進行對比, 可以發現 11月中旬至翌年 1月中旬, 模擬結果基本能夠反映觀測站位處的溫鹽和流動特征(圖7)。假定風應力和底摩擦是線性的, 并將壓強梯度力分解為兩部分, 分別由海表面傾斜和密度水平梯度控制, 不考慮擴散作用, 則分量形式的水平動量方程可表示為:

方程中x軸正向為東向, y軸正向為北向; (τsx, τsy)為海表面風應力; (τbx, τby)為底摩擦應力; H 為水深; η 為海表面高度起伏;為動力高度; ρ為海水密度,′。方程左邊各項分別為(a)慣性項;(b)科氏力項; (c)海表面高度起伏引起的壓強梯度力項; (d)密度水平梯度引起的壓強梯度力項; (e)風應力項; (f)底摩擦項。

利用11月中旬至翌年1月中旬(圖7中黑色虛線之間的區域)OFES模型模擬結果和觀測的海流數據分別對50、100和200m層x、y方向水平動量方程各項的量級進行估算, 得到慣性項的量級約為 10–7, 風應力和底摩擦項約為10–6, 而科氏力和壓強梯度力項約為10–5, 說明冬季各層流動主要受科氏力和壓強梯度力控制, 具有較強的地轉流特性。C1站處 50和100m層每3天平均的科氏力(Cori)、海表面高度引起的壓強梯度力(Pssh)、密度水平梯度引起的壓強梯度力(Pden)和壓強梯度力(P=Pssh+Pden)的時間序列如圖8所示。可以看出, 50和100m層科氏力和壓強梯度力是動量平衡的主要項, P與Pssh同向, 說明P主要由Pssh決定, 而 Pden對動量平衡的貢獻相對較小, 因此冬季上兩層低頻流正壓性較強。圖9是OFES模擬的C1站各月的密度剖面, 可以看出, 冬季混合層加深, 層結減弱, 因此上層流動的正壓性增強。冬季 C1站在50—200m之間存在明顯的密度躍層, 50和100m層處于躍層及以上, 而200和300m層處于躍層以下。這說明冬季低頻流的垂向分布和隨時間變化的趨勢除了受東北風影響外, 還與海水層化結構有關。通過計算冬季200m層Pssh和Pden, 發現兩者基本可以抵消,說明冬季密度躍層以下受壓強梯度力和科氏力平衡控制的流動較小, 證明了密度躍層以下海水運動較弱且受海表面強迫影響很小。

圖7 50m層OFES模擬結果與觀測資料對比Fig.7 The observed and simulated time series of temperature, salinity, and current vectors at 50m depth

圖8 50和100m層OFES模擬的水平動量方程各項的時間序列Fig.8 Time series of horizontal momentum terms in x and y directions from OFES at 50 and 100m depth

圖10為OFES模擬的1988年1月6—21日C1站附近3天平均的50m層流場。模擬結果基本能夠再現1988年1月50m層北向流出現的整個過程, 可以看出這期間有一個反氣旋渦經過C1站。1月9日反氣旋渦在C1站東側形成, 沿等深線向西運動, 1月15日至18日其中心接近并經過C1站, 至1月24日完全離開C1站。在這期間反氣旋渦的運動速度約為12—13cm/s, 與Rossby波在18°—22°N區域向西傳播的相速度9—10±3cm/s一致(Wang et al, 2008)。在反氣旋渦的作用下, C1站50m層流矢量呈順時針旋轉。從動量平衡分析結果(圖 8)也可以看出, 在 1月份北向流存在的時段內, Pssh和科氏力項是50m層動量平衡的主導項, 說明 C1站的北向流主要受反氣旋渦的控制。但這期間觀測得到的 50m層流動并不完全沿海表面等高線運動, 且 1月21日反氣旋渦還沒有離開C1站時流動已經轉為西南向。通過相關性分析得出, 50m層流速的北向分量與海表面風應力的相關系數最大值(大于 0.6)對應的風應力偏轉角度(從正北方向逆時針旋轉120°左右)與東北季風的風向差別不大,因此, 東北風風應力的大小對 50m層流速北向分量影響較大。圖11為低頻風應力的距平值與50m層低頻流速北向分量的時間序列。可以看出, 11月中旬至翌年1月中旬(圖11中黑色虛線之間區域)的大部分時段, 風應力的距平值與流速北向分量基本為反位相變化, 風應力大于平均態時, 對應的流速北向分量為負值, 流動基本為偏南向, 且流速隨風應力增大; 當風應力減弱至平均態以下時, 流速北向分量有時為正, 說明這樣的條件下有可能出現北向的流動。以上分析說明北向流的出現同時還受到東北風松弛的影響。如果不將風應力考慮成理想的線性形式, 風應力的作用僅存在于上 Ekman層, 則動量方程中的風應力項與科氏力項、壓強梯度力項具有相同的量級。由此可以說明, 1月份次表層北向流是風應力與反氣旋渦共同驅動的結果。

圖9 OFES模擬的各月密度剖面曲線Fig.9 Monthly density profiles from OFES

圖10 1988年1月6—21日OFES模擬的C1站附近三天平均的50m層流場Fig.10 Simulated 3d-averaged current fields near C1 at 50 m depth on January 6 to 21, 1988

圖11 50m層低頻流北向分量與海表面10m低頻風應力距平的時間序列Fig.11 Time series of northward component of subtidal current at 50m depth and anomaly of wind stress at 10m height

4 結論

本文通過分析1987年8月至1988年1月南海北部東沙附近陸架坡折帶處定點海流觀測資料, 得到以下結論:

(1) 各月定常余流基本為西向流, 隨時間變化不顯著, 垂向上有較明顯的正壓性; 在冬季的定常余流中沒有發現持續的東北向逆風流。

(2) 潮流以全日和半日為顯著周期, 其中全日潮流能量最大, 潮流順時針旋轉; 海流在中間層存在較顯著的慣性振蕩; 全日潮流橢圓長軸普遍大于半日潮流, 且均為順時針旋轉; 冬季 K1分潮振幅在近底層增大非常明顯, 位相隨深度減小, 近表層和近底層相差約180°。

(3) 從能量的角度分析, 定常余流能量基本分布在沿岸方向, 垂直于岸線方向的能量主要由潮流和剩余流構成; 兩個方向的剩余流能量均較大, 說明海流受瞬時外界強迫影響顯著; 冬季近底層 K1分潮增強對于潮流能量有較大貢獻。

(4) 秋季由于季風轉換, 流速和流向的垂向分布和隨時間變化趨勢均較復雜; 而冬季東北風較強且相對穩定, 各層低頻流主要表現為西南向流動, 但在1988年1月存在順時針旋轉的偏北向流動; 冬季海表面風應力與 50m層流速相關性較好, 表明東北風對50m層低頻流有顯著影響。

(5) 動量平衡分析結果表明, 冬季低頻流主要受科氏力和壓強梯度力控制, 具有明顯的地轉流特征;海表面高度起伏引起的壓強梯度力對于動量平衡的貢獻明顯大于密度水平梯度引起的壓強梯度力; 低頻流的垂向分布和隨時間變化的趨勢受海水層化結構的影響; 1988年1月50m層的北向流動是海水對東北風松弛和反氣旋渦聯合作用的響應。

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