對馬海峽水團組成對日本海溫鹽分布影響的季節及年際變化?

朱夢琪， 史 潔, 2??， 郭新宇, 3， 高會旺, 2

(1.中國海洋大學海洋環境與生態教育部重點實驗室,山東 青島 266100； 2.海洋國家實驗室海洋生態與環境科學功能實驗室,山東 青島 266071； 3.日本愛媛大學沿岸環境科學研究中心,松山 7908577)

黑潮為西北太平洋上的強西邊界流，起源于呂宋島，依次流經呂宋海峽、東海陸架海域和日本海，最終離開日本海岸向東流去，成為黑潮延伸體進入西北太平洋。黑潮具有高溫高鹽、流速快和流量大等特點，在從低緯度海區向中緯度海區輸送熱量的同時，也自南向北輸送鹽份和營養鹽等物質。黑潮主軸大約在30.51°N、129.1°E，處出現一黑潮分支從主軸分離出來通過對馬海峽流入日本海，沿九州島西側向北輸運[1]；該黑潮水向日本海的入侵形成了對馬暖流[2]；Ichikawa等認為，冬季對馬暖流來源為九州島西岸的黑潮分支，而夏季組成源還包括了臺灣暖流[3]；Guo等對對馬暖流不同源的組成進行了定量分析近一步驗證了此觀點[4]。因此黑潮的季節和年際變化會影響到日本海水體環境的變化。

黑潮在沿其流軸方向進行水體輸運的同時，也向其內側的陸架海區輸送鹽份、營養鹽等物質，其中在東海陸架，來源于黑潮的鹽份、營養鹽的輸送量要遠遠大于長江等河流的輸送量[5-6]。黑潮向東海陸架進行水體輸送的同時，東海陸架水也同時向黑潮區進行水量、營養鹽的輸送，兩者的水交換具有雙向性[7]。由于東海陸架水與黑潮水之間進行水體交換，東海陸架水體環境的變化有可能通過對馬暖流的輸運對日本海產生潛在的影響。

對馬暖流不僅由流入日本海的黑潮分支水組成，同時也攜帶了來自黃海和東中國海的低鹽水[8]。該低鹽水主要是由長江沖淡水引起[9]。Chang和Isobe運用普林斯頓海洋模式(POM)模擬發現68%的長江沖淡水在夏季朝東北方向輸運，并最終途經對馬海峽流入日本海[10]。因此東海陸架水與長江沖淡水均會通過對馬海峽對日本海水體環境造成影響。

日本海是一個典型的西北太平洋封閉型邊緣海[11]，海底地形陡峭，水深最深可達3 700 m，主要通過對馬海峽、津輕海峽、宗谷海峽和韃靼海峽這四個海峽與外海相連，其中對馬海峽作為日本海水體主要輸入通道，將日本海與東中國海相連接，也是黑潮水進入日本海的主要通路，因此想要分析東中國海水體環境和黑潮對日本海水體環境的影響，首先要清楚對馬海峽處水體環境變化對日本海產生的影響。因此，本文利用WOD13的溫鹽觀測資料，研究探討了對馬海峽處不同水團對日本海典型斷面的影響的季節和年際變化。

1 數據和方法

1.1 數據介紹

本文研究區域為日本海海域，范圍為30°N～50°N，125°E～145°E，所用的溫度、鹽度數據均來自美國國家海洋數據中心(National Oceanographic Data Center, NODC)制作的世界海洋數集(World Ocean Data, WOD)，圖1(a)中黑點為1970—2008年研究區域內的實測站點分布圖，其中選取對馬海峽處和日本海內溫度和鹽度數據觀測連續性較好的兩個斷面，分別命名為對馬海峽斷面(Tsushima Strait Section, TSC)和日本海斷面(Japan Sea Section, JSS)，斷面上觀測站位分布如圖1(b)所示。對馬海峽斷面經緯度范圍為128.6°E～129.7°E，33.4°N～34.6°N，包含10個站點，從朝鮮半島至九州島分別為T1～T10，其中最大水深位于T5站點處，為138 m；日本海斷面共包含8個站點(J1～J8)，研究范圍為37.0°N～40.0°N，136.0°E～138.2°E，日本海斷面水深最深為2 664 m，位于J4站點處，由于日本海斷面500 m以深水體性質穩定，溫鹽變化不大，因此本研究僅對日本海斷面500 m以淺水體的溫鹽分布進行分析。本文在分析兩個斷面溫鹽分布的季節變化時，運用的是1970—2008年多年平均的觀測結果。

日本海內數據均為走航觀測數據，不同航線觀測的斷面存在不同，因此日本海內雖然站點眾多、斷面眾多，但多數斷面的季節和年際的觀測連續性較差，數據存在缺失。在研究對馬海峽處水體對日本海水體產生的季節和年際的影響時，選取了兩個數據觀測連續性較好的斷面，運用1994—2000年間的數據進行分析。

在分析長江沖淡水通過對馬海峽對日本海影響時，所用的長江淡水通量數據來自于水利部長江水利委員會出版的《中國河流泥沙公報》中提供的長江大通站8月的徑流量數據，時間跨度為1994—2000年。在分析日本海環流場對日本海斷面上水團結構影響時，所用的1994—2000年流場數據來自于Hirose等運用RIAM Ocean Model建立的海洋模型對日本海海域進行模擬所得的模擬數據[12]，該網格分辨率為1/12(°)×1/15(°)，垂向共分為38層。

圖1 研究區域(a)及研究斷面所在位置(b)Fig.1 The study area(a) and the stations at the two observational sections(b)

1.2 水團混合比方法

水團主要指占有一定空間且具有相近的物理、化學和生物性質和相似的變化趨勢的水體。自從1916年水團這一概念引入海洋學之后，Jacobsen用T-S圖解方法研究兩個水團混合相互影響的問題，得出了水團混合的線性反比關系的結論[13]；Mille在分析北美陸架水時提出四個水團濃度混合分析方法[14]。毛漢禮等對混合四邊形計算進一步提出了幾何解法[15]，依據T-S點聚圖進行水團分析，得到四個水團的核心溫度、鹽度值，運用該濃度混合方法可以對不同水團的混合比進行定量的分析。Chen等認為，東中國海水體與來自對馬暖流的黑潮水的混合過程當中有六個水團參與，并運用該方法對臺灣海峽處的黑潮表層水、次表層水、臺灣海峽水和其他三水團混合而成的陸架水的混合比進行計算分析[16]；田天等將巴士海峽附近海域水團分為表層、次表層、中層和深層水團，運用該方法定量分析了四個水團在該海域內的分布情況，證實了此方法計算多水團水體交換的可行性[17]。本文在研究夏季對馬海峽斷面處的水團對秋季日本海斷面上溫鹽分布影響時，用的就是四個水團混合的方法。

2 結果

2.1 對馬海峽斷面上溫度、鹽度的季節變化特征

圖2和3分別是對馬海峽斷面上溫度、鹽度分布的季節變化圖。從垂直分布可以看出，在冬、春季整個斷面的溫度、鹽度垂向分布比較均勻，而夏、秋季，層化現象更為明顯。斷面東西側溫鹽分布存在差異，斷面西部溫度、鹽度均略低于東部水體。從圖2可以看出，冬季對馬海峽斷面上海溫較低(以2月為例)，垂向分布比較均勻，變化范圍為12.4～15.0 ℃；溫度在水平方向上存在明顯差異，斷面西側的溫度比東側溫度低1.0～2.0 ℃。春季(以5月為例)，由于太陽輻射的增強，海表最高溫度可達18.6 ℃，水溫垂向分布出現層化現象。夏季(以8月為例)，溫度躍層大概位于30 m處，斷面東部躍層深度大于西部，躍層以淺的水域溫度均高于24.0 ℃，表層水溫可達27.5 ℃，溫躍層以下水溫降低，小于20.0 ℃；水平方向的溫度梯度更加顯著，在對馬海峽東部的暖水相較于西部深厚，以20.0 ℃等溫線為例，在東部可達60 m，而在西部海域僅可達25 m左右。秋季由于海表降溫，水體層化現象逐漸消失。

圖2 對馬海峽斷面上1—12月溫度分布圖Fig.2 Vertical distributions of temperature along the Tsushima Strait Section from January to December

冬季，對馬海峽斷面上鹽度變化范圍為33.95～34.65(見圖3)，鹽度在垂直方向上較為均勻。6月開始鹽度出現垂向分層，低鹽水開始在斷面西側表層出現，最低鹽度約為33.70，鹽度隨著深度的增加而增加。隨著時間的推移，鹽度垂直分層更加明顯，低鹽水的水平和垂直范圍均逐漸擴大。到了夏季(8月)，30 m以淺的水域鹽度低于32.80，最低鹽度出現在表層，為32.10，隨著水深的增加，鹽度逐漸增大，鹽度最大可達34.56。表層低鹽水體在秋季逐漸減弱，鹽度垂直分層也逐漸消失。

為進一步研究對馬海峽斷面上水團組成的季節變化，本文繪制了1—12月的T-S點聚圖(見圖4中的紅點)。由圖可見，1—5月份，對馬海峽斷面上溫鹽值分布較為集中，鹽度較高，主要集中在34.20～34.80之間，溫度較低，變化范圍為12.6～15.0 ℃，水團密度均大于24.0，此時，水團組成較為單一。任慧茹等將黑潮分為三段：25°N以南為黑潮入口段，25°N～30°N為黑潮中間段，30°N～34°N為黑潮出口段[18]，本研究中對馬海峽斷面冬季鹽度范圍與黑潮出口段上層高鹽水鹽度(34.50)相符，說明此時對馬海峽處水團主要受到黑潮水的影響。6月開始，T-S點聚圖顯示溫鹽點的分布開始變得分散，說明水團性質較冬季發生了變化，出現了低鹽低密的點，密度小于24.0。夏季(8月)，T-S點聚圖顯示此時該斷面水團組成最為復雜。其中，密度小于22.0的水體對應溫度較高，主要分布在24.2～27.0 ℃，鹽度較低，最低可達31.29，本研究將其定義為對夏季馬海峽表層水，主要分布在對馬海峽10 m以淺的區域。鹽度低于34.05，溫度變化范圍為18.9～24.2 ℃，對應密度在22.0～24.0的水體主要分布在對馬海峽斷面10～30 m水層，本研究將其定義為夏季對馬海峽次表層水。此外，鹽度大于34.05，溫度范圍在14.6～18.9 ℃之間，對應密度大于24.0的點所表征的水團主要分布在30 m以深的水層，本研究將其定義為對馬海峽高鹽水。從秋季到冬季(9～12月)，T-S點聚圖顯示夏季對馬海峽表層水和次表層水逐漸消失，而對馬海峽高鹽水逐漸從馬海峽斷面的深水層，發展到冬季變為占據整個水層。

圖3 對馬海峽斷面上1—12月鹽度分布圖Fig.3 Vertical distributions of salinity along the Tsushima Strait Section from January to December

(紅色點代表對馬海峽斷面，黑色點代表日本海斷面，黑色線為等密線。Red and black dots represent T-S dots at Tsushima Strait Section and Japan Sea Section, and the black lines are the isopycnals.)

圖4 對馬海峽斷面和日本海斷面上的1—12月份的多年平均(1970—2008)T-S點聚圖
Fig.4 Climatological T-S diagrams at Tsushima Strait Section and Japan Sea Section from January to December

圖5 日本海斷面上1—12月份的溫度分布圖Fig.5 Vertical distributions of temperature along the Japan Sea Section from January to December

圖6 日本海斷面上1—12月份的鹽度分布圖Fig.6 Vertical distributions of salinity along the Japan Sea Section from January to December

綜上，從全年看來，夏季對馬海峽表層水以高溫低鹽為主要特征，春季開始發展，夏季成熟，秋冬季節逐漸消失；對馬海峽高鹽水以低溫高鹽為主要特征，夏季表層低鹽水盛行時，將其限制在30 m以深，而冬季則占據整個水層；夏季對馬海峽次表層水則為夏季表層水和深層高鹽水的混合水。因此，夏季對馬海峽斷面處的水團組成最為豐富和復雜。

2.2 日本海斷面上溫度、鹽度的季節變化特征

日本海斷面上各月溫度的分布如圖5。冬季2月時斷面溫度為四季最低，500 m以淺水層溫度均低于10.0 ℃，表層溫度最高，垂直方向上出現分層現象，隨著深度的增加，溫度逐漸降低；水平方向看，等溫線發生傾斜，斷面東側(近岸區域)溫度高于斷面西側(離岸區域)。春季(5月)，由于太陽輻射的增強，海表溫度進一步升高，海表溫度可達12.6 ℃，水體層化現象增強。到了夏季(8月)，海表溫度達到全年最高，約為25.0 ℃，溫度大于20.0 ℃的水集中在25 m以淺，垂向溫度層結達到全年最強。秋季(11月)，海表溫度降低，層化現象較夏季有所減弱。

圖6為日本海斷面上鹽度分布的季節變化。冬季(2月)，整個斷面上鹽度分布較為均勻，未出現明顯的鹽度層結，鹽度分布范圍為33.87～34.07。春季(5月)，近岸水域20 m以淺水域出現低鹽水，鹽度低于33.90，并向離岸方向擴展；低鹽水層以下至200 m水層出現高鹽水，鹽度高于34.10；200 m以深的水域，鹽度分布較為均勻，鹽度值約為34.06。夏季(8月)，表層低鹽水由近岸區域擴展為整個斷面；次表層高鹽水鹽度增高，最大可達34.40，影響范圍為全年最大。到了秋季，表層低鹽水達到最強，10月低鹽水覆蓋整個斷面的30 m以淺水層，鹽度值低于33.70；次表層高鹽水在表層低鹽水之下，二者之間存在很強的鹽度梯度。

從日本海斷面上各月的T-S點聚圖(見圖4中的黑點)可以看出，該斷面在2月份時溫鹽點分布比較集中，溫度低于12.3 ℃，鹽度變化范圍為33.60～34.40，對應密度較高，大于26.0。春季，從T-S點聚圖上可以看出，出現了高溫低鹽水，溫度高于10.0 ℃，5月份時溫度最高可達19.7 ℃，鹽度較低，約為33.00，與冬季相比，海水密度減小，出現了密度范圍為24.0～26.0的水體。到了夏季，溫鹽點分布變得發散，該斷面水團組成變得復雜，高溫低鹽表層水、高鹽次表層水及低溫高密的日本海固有水同時存在。到了秋季，高溫低鹽表層水發展最為成熟，鹽度在10月份達到全年最低。之后，表層低鹽水和次表層高鹽水逐漸消退，到了冬季，斷面被日本海固有水占據。

2.3 對馬海峽斷面上的水團對日本海斷面影響的季節變化

由對馬海峽斷面(見圖2、3)和日本海斷面(見圖5、6)溫鹽分布和T-S點聚圖(見圖4)的逐月變化的對比，可以看出對馬海峽斷面處的溫鹽變化可以影響日本海斷面上水體的溫鹽變化。夏季(8月)，對馬海峽斷面處的水團組成較為豐富和復雜，對馬海峽表層被低鹽水占據，此時雖然日本海斷面表層鹽度也降低，但是直到9、10月才將至最低；而夏秋季節，對馬海峽30 m以深和日本海斷面的次表層均為高鹽水，T-S點聚圖上可以看出這兩個水團性質一致；此外，日本海斷面水深在500 m以深的水層常年被局地以低溫高密為特點的固有水所占據，此水團的特征鹽度約為34.07[19]。根據前人研究，對馬暖流經東部通道海流的平均流速為26 cm/s[20]，依據此流速計算，水體從對馬海峽斷面輸運到日本海斷面需要的時間為39.4 d。水體流經兩個斷面的時間間隔大約為1～2個月。因此，本研究認為對馬海峽斷面8月的水團組成將影響日本海斷面9—10月的溫鹽分布。由于日本海斷面10月份數據連續性較好，因此本研究運用濃度混合分析的方法，分析了8月對馬海峽處的水團組成對10月日本海斷面溫鹽分布的影響。

本研究選的四個水團包括夏季對馬海峽表層水(見圖7：A點)、夏季對馬海峽次表層水(見圖7：B點)、對馬海峽高鹽水(見圖7：C點)和日本海斷面深層固有水(見圖7：D點)，并且根據8月對馬海峽斷面和10月日本海斷面兩個斷面的T-S點聚圖，確定了四個水團的核心溫鹽值(見圖7)。A點溫度為26.7 ℃、鹽度為31.90，溫度較高，鹽度較低，為夏季對馬海峽表層高溫低鹽水的核心溫鹽值；C點溫度為15.2 ℃、鹽度為34.56，主要代表對馬海峽高鹽水；B點是夏季對馬海峽次表層水團的核心溫鹽點，是由夏季對馬海峽表層低鹽水與高鹽水混合形成的，溫度為23.5 ℃，鹽度為33.65；D點溫度為0.05 ℃，鹽度為34.07，代表日本海斷面處常年位于深層的低溫高密的固有水團。A、B、C三個不同水團核心溫鹽點均為8月對馬海峽斷面上的水團，其在該斷面上的具體位置如圖8所示：A位于水深0 m，128.98°E；B位于水深30 m，129.34°E；C位于水深125 m，129.06°E。將A、B、C三點的鹽度值與對馬海峽斷面上其他實測點做了相關性分析并將相關性疊加得到：A、B、C三點相關性大于0.2的區域共占整個斷面面積的82.7%，因此本研究認為所選的三點特征溫鹽值可以代表三個特征水團。

圖7 8月對馬海峽(紅點)和10月日本海斷面(黑點) 的T-S點聚圖及四個水團組成的混合四邊形Fig.7 The T-S dots of the cores of four water masses at the Tsushima Strait Section in August(red dots) and the Japan Sea Section in October(black dots)

圖9為計算所得的4個水團(夏季馬海峽表層水、夏季對馬海峽次表層水、對馬海峽高鹽水和日本海固有水)在10月日本海斷面上多年平均混合比的分布圖。綠色線為混合比值為0.5的等值線?？梢钥闯?，日本海斷面上50 m以淺水域主要受夏季對馬海峽表層水和次表層水的共同影響，對馬海峽表層水的最大混合比為0.36，沒有超過0.50，而次表層水的影響范圍更大，最大混合比可達0.73。對馬海峽高鹽水主要影響日本海斷面水深50～150 m的近岸區域(見圖9(c))，這主要是由于流經對馬海峽東部通道的對馬暖流水主要沿本州島西海岸輸運造成，混合比最高值出現在近岸150 m水深處，最大可達0.82。日本海斷面上水深200 m以下主要受到日本海固有水的影響，混合比大于0.75。

圖8 A、B、C三個水團核心值在對馬海峽斷面上的位置Fig.8 The locations of the cores of the three watermasses (A, B and C) at the Tsushima Strait Section

((a)：夏季對馬海峽表層水；(b)：夏季對馬海峽表層水；(c)：對馬海峽高鹽水；(d)：日本海固有水。(a): Summer Tsushima Strait Surface water; (b): Summer Tsushima Strait subsurface water;(c): Tsushima Strait high salinity water; (d): Japan Sea local water.)

圖9 10月日本海斷面上四個水團在混合比分布圖
Fig.9 The distribution of water mixing ratios along the Japan Sea Section

2.4 對馬海峽斷面上的水團對日本海斷面影響的年際變化

圖10為1994—2000年10月日本海斷面上鹽度分布圖。可以看出，各年該斷面鹽度分布的基本特征一致，均由表層低鹽水、次表層高鹽水和深層水組成，但三部分水的鹽度值和分布范圍存在明顯的年際變化。1994和2000年，表層低鹽水的鹽度值較低，擴展范圍較為廣泛，占據了整個斷面的30 m以淺水域；而1996年，該低鹽水的擴展范圍較小，斷面西側J1、J2、J3三個站位沒有明顯的低鹽水存在。次表層高鹽水的年際變化特征與表層低鹽水并不一致，1995和1998年次表層高鹽水在斷面上占據的水平和垂直范圍均較為廣泛，而1997年次表層高鹽水則較弱。根據圖10中分析可知，10月日本海斷面的溫鹽分布受到夏季對馬海峽斷面處水體的影響，因此推測，10月日本海斷面水團強弱的年際變化也應決定于夏季對馬海峽處水團分布的年際變化。

圖10 日本海斷面上1994—2000年10月份的鹽度分布圖Fig.10 Vertical distributions of salinity along the Japan Sea Section in October from 1994 to 2000

本研究基于觀測，首先統計了1994—2000年8月對馬海峽斷面處表層、次表層和深層水溫鹽值的年際變化，即各年A、B、C三個水團的核心溫鹽值。日本海深層固有水的核心溫鹽值(即D點的溫鹽值)年際變化不大，設為定值(0.05 ℃、34.07)。進而，根據1994—2000年10月日本海斷面處的溫鹽分布情況，計算了各年A、B、C、D 4個水團所占的混合比的年際變化。圖11為1994—2000年日本海斷面上混合比與七年平均混合比之差的分布圖?？梢钥闯?，夏季對馬海峽表層水對日本海斷面的影響存在明顯的年際變化(見圖11：a1～a7)，在1995和1998年較強，分別比多年平均值高出0.14和0.15；1994、2000年影響較弱，分別低于多年平均值0.12和0.07。夏季對馬海峽次表層水對日本海斷面的影響在1995、1996、1998和1999這4年較強，1995年影響最強，50 m以淺水層混合比高出多年平均值0.18，1998、1999年混合比在日本海斷面東側(J3～J8)較強，最高值分別出現在近岸30和50 m處，分別高于多年平均值0.12和0.26；1994、1997和2000年影響較弱，1997年為7年之中影響最弱的年份，低于多年平均值0.28。對馬海峽高鹽水對日本海斷面影響的年際變化主要體現在200 m以淺水層，其中1994年高鹽水影響較強，1994年日本海斷面30 m以淺水層混合比高于年平均混合比0.15，影響最大的點在位于J6站點水深100 m處，高于多年平均值0.24；1996、1997、1998和1999這四年，高鹽水的影響較弱，200 m以淺水層混合比均低于多年平均值；1995、1997年這兩年則是表層和次表層影響呈現一強一弱的相反的變化趨勢，其中1995年50 m以淺水層混合比較低，低于多年平均值0.15，而次表層高于多年平均值0.15，1997年變化趨勢則與1995年相反。日本海斷面固有水在斷面上200 m以深屬于的混合比年際變化不顯著，主要由于此水層常年只被日本海固有水占據；而在200 m以淺該水團的混合比水域年際變化顯著，其中1994、1995和2000年混合比較弱，最低值分別低于多年平均混合比0.17、0.16和0.13，而1996、1997和1999年日本海固有水混合比較大，其中1997年最高，出現在100～200 m水深處，最高高于年平均值0.19。

((a)夏季對馬海峽表層水；(b)夏季對馬海峽次表層水；(c)對馬海峽高鹽水；(d)日本海固有水。(a)Summer Tsushima Strait surface water; (b) Summer Tsushima Strait subsurface water; (c)Tsushima Strait high salinity water; (d)Japan Sea local water.)

圖11 1994—2000年日本海斷面上混合比與7年平均混合比之差的分布圖
Fig.11 The differences between every years’ and climatological averaged mixing ratios from 1997 to 2000

通過對比4個水團在日本海斷面混合比的年際變化可以發現，夏季對馬海峽表層水和次表層水對日本海斷面的混合比的影響的年際變化趨勢基本一致，共同體現了對馬海峽處低鹽水在日本海斷面的影響。對馬海峽高鹽水和日本海固有水在日本海斷面上混合比的年際變化則呈現相反的趨勢，當對馬海峽高鹽水的影響較強時，日本海固有水影響就較弱，反之亦然。

3 討論

3.1對馬海峽表層水在日本海斷面上混合比年際變化的原因分析

Senjyu等發現長江沖淡水排放量與對馬海峽處鹽度的變化具有相關性，證實了對馬海峽上層低鹽水是受長江沖淡水的影響[21]。因此，長江沖淡水水量的年際變化會影響對馬海峽斷面處低鹽水的強度和擴展范圍。由于流經對馬海峽東部通道的水體作為對馬暖流的第一分支沿日本本州島西海岸輸運[22]，則日本海斷面處表層鹽度的年際變化將會受到長江沖淡水流量的影響。

本研究將1994—2000年夏季對馬海峽表層水在日本海斷面上30 m以淺水層上的平均混合比的年際變化與長江大通站8月的徑流量進行比較(見圖12)，可以看出二者存在顯著的正相關關系，相關系數可達0.88。長江流量較小的年份，如1997和2000年，對馬海峽表層水核心鹽度值較高，分別為31.91和31.89，而對馬海峽表層水在日本海斷面上的混合比也為7年的最低值，混合比大小僅為0.052和0.043。1995和1998年為長江流量較大的年份，文獻記載此兩年長江均發生特大洪水[23-24]。受此影響，對馬海峽斷面表層水的核心鹽度值較低，分別為31.39和31.27，其在日本海斷面上的混合比也較常年有所增大，其中1998年混合比未7年最高，30 m以淺的平均混合比可達到0.227。

圖12 8月大通站長江沖淡水徑流量(實線)與 夏季對馬海峽表層水在日本海斷面上 混合比(虛線)的年際變化Fig.12 The inter-annual variations of the runoff of the Changjiang River at Datong station (full line) and the mixing ratios of the summer Tsushima Strait water(dotted line)in the upper water layer along the Japan Sea Section

3.2 夏季對馬海峽高鹽水在日本海斷面上混合比年際變化的原因分析

圖13為1994—2000年10月份的日本海100 m水深處的流場分布圖，可以看出，日本海東海岸處存在多個順時針環流。Sasajima等指出，日本海東海岸處此類渦旋是由于斜壓不穩定造成的，是局地產生的渦旋[25]。此類順指針渦旋可以引起該層海水產生輻聚下沉，將該層海水帶到更深層[26]。1994、1995、1999和2000年正好有此順時針渦旋位于在本研究的日本海斷面上；1996和1997年該渦旋位置較上述四年偏西南，位于日本海斷面西南側，未跨越日本海斷面；1998年日本海斷面附近則無明顯順時針渦旋的存在。

1994、1995和2000年10月，該順時針渦旋處水體的溫度、鹽度均高于周圍海域。由于順時針的渦旋使海水產生輻聚下沉，因此位于日本海斷面處的順時針渦旋會引起次表層高溫、高鹽水向下擴展，進而高鹽水團在日本海斷面上100～200 m水層的混合比高于多年混合比平均值(見圖11)。而1999年日本海斷面處雖然也存在順時針渦旋，但從100 m層溫鹽分布可以看出，斷面處鹽度低于周圍水體，主要是由于次表層高鹽水較弱(見圖10)導致，因此該年雖然有輻聚現象，但不能使高鹽水體在斷面上的影響范圍擴大，故高鹽水在100～200 m水層的混合比低于多年混合比平均值。1996、1997和1998年，日本海斷面處并無順時針渦旋存在，因此未產生海水輻聚下沉，高鹽水在100～200 m水層的混合比也低于多年混合比平均值。

綜上可以看出日本海斷面處的順時針渦旋造成的海水輻聚下沉使日本海斷面次表層高鹽水體向下擴展，混合比高于其他年份，同時會將其下的日本海固有水限制在較低的水層，使日本海固有水在100～200 m水層的混合比低于其他年份。

(其中藍色實線為斷面2。The blue line represents the section 2.)

圖13 日本海斷面1994—2000年10月份 水深為100 m處的流場圖
Fig.13 The flow fieldsin the Japan Sea at the depth of 100 m in October from 1994 to 2000

4 結語

通過對WOD13數據連續性的對馬海峽斷面和日本海斷面的溫度、鹽度觀測數據的分析發現，季節上看，秋季日本海斷面上溫鹽分布受到夏季對馬海峽斷面上水團分布的影響。對馬海峽表層和次表層低鹽水使得秋季日本海斷面上50 m以淺出現低鹽水；對馬海峽底層高鹽水主要影響日本海斷面50～150 m水層，其水團混合比可達0.82以上；其下是日本海固有水。年際上看，長江流量較大的年份，夏季對馬海峽表層和次表層低鹽水的核心鹽度值偏低，則秋季在日本海斷面上的混合比就高于其他年份；對馬海峽底層高鹽水在日本海斷面上混合比的年際變化則決定于其影響水層上的流場結構和溫鹽分布，斷面上出現順時針渦旋和高鹽水，則海水輻聚下沉使對馬海峽高鹽水影響范圍和強度增大，其混合比也高于其他年份。

本文對對馬海峽斷面與日本海斷面的溫鹽季節分布特征進行分析，同時對對馬海峽處不同水團對日本海影響的季節和年際變化進行了定量分析，在前人的研究基礎上更進了一步。在此研究的基礎上，接下來將對東中國海的營養鹽、有機物等對日本海的影響進行定量分析與評價，更加深入的探討東中國海與黑潮的雙向輸運對日本海域的影響，為進一步研究開闊大洋與邊緣海之間的相互作用打下基礎。