蘇北滸苔生長期運移路徑及溫鹽環境的數值模擬

高麗萍，范德江,2，宋德海，仲毅，畢乃雙，遲萬清,3*

( 1.中國海洋大學 海洋地球科學學院，山東 青島 266100；2.青島海洋科學與技術試點國家實驗室 海洋地質過程與環境功能實驗室，山東 青島 266237；3.自然資源部第一海洋研究所，山東 青島 266061；4.中國海洋大學 物理海洋教育部重點實驗室，山東 青島 266100；5.青島海洋科學與技術試點國家實驗室 海洋動力過程與氣候功能實驗室，山東 青島 266237)

1 引言

滸苔屬于綠藻門、石莼科、滸苔屬，草綠色，屬于大型的廣鹽、廣溫、耐干露性強的海藻，在我國各海區都有分布。水溫為14～27℃、鹽度為24～32、pH為8～9以及光強大于18 μmol/(m2·s)是最適宜滸苔生長的環境條件，其生長期為4～8周[1-2]。黃海西岸滸苔最近10余年以來，每年在4-8月生長繁殖，經常漂移或聚集到山東半島沿岸，并在漂移過程中大量繁殖，覆蓋海洋表面，影響海岸風景，危及其他生物的生存，死亡后腐爛并散發惡臭沉入海底，并消耗大量氧氣，破壞海洋水質；2008年奧帆賽前期，滸苔在青島海岸的聚集嚴重威脅到國際奧帆賽的順利進行。滸苔的暴發、漂移、聚集給海洋旅游業、海洋養殖業、海洋生態、海洋環境造成嚴重危害，由此引起了人們廣泛的關注和研究。

經過研究與觀測，證實在山東半島沿岸聚集的滸苔起源于南黃海西岸海域[3-4]，并向北漂流到山東半島沿岸。為了控制和治理滸苔，采用了船舶、飛機、衛星遙感等手段研究和觀察滸苔的漂移路徑，取得了寶貴的第一手資料，同時也花費了大量人力和物力[5-6]。滸苔輕浮于海面，隨海水一起運動，與海域的表層流流向在很大程度上具有一致性，因此使用數值模擬追蹤表層水質點運動的手段研究滸苔漂移路徑是科學、經濟、易行的。

自2011年以來，多位學者使用數值模擬手段中拉格朗日粒子追蹤的方法模擬了滸苔的漂移路徑。Lee等[7]、喬方利等[8]、于曉杰[9]及 Bao 等[10]皆模擬了滸苔漂移路徑并分析其影響因子。以往的研究僅對潮、風等有限的影響因素探討研究并形成共識，即認為在漂流期內潮的作用只能讓粒子在很小的范圍內隨著潮水周期做往返運動，在潮余流及5月和6月初南風風場作用下，粒子沿蘇北沿海向北運動，同時在潮的作用下做周期性往返運動。趙昌等[11]運用NCEP GFS預報風場和中國近海高分辨率三維MASNUM海浪-潮流-環流耦合海洋數值預報系統的預報數據建立的黃海滸苔漂移輸運模式能夠對滸苔漂移進行預測，其進行了2008年和2010年滸苔漂移輸運過程模擬。模擬結果與文獻[8]報道的衛星觀測結果一致，表明滸苔的漂移路徑受海洋表層流影響不同而有所不同。上述研究對模擬漂移路徑的研究各有突破，但沒有系統揭示漂流過程中除潮、風等外界強迫的影響因素以外，波浪、環流、溫鹽等各單一外界強迫對漂移有無影響。每一種單一強迫的具體影響是怎樣的？各個單強迫的影響之間的對比情況如何？為什么滸苔能在該區域暴發？為進一步揭示以上問題，本研究利用FVCOM海洋模型，獲得滸苔漂流期間所經海域的不同外界強迫組合的5種流場數據，用流場差異獲得每一種外界強迫作用下的流場圖，參照漂流瓶放置位置、時間及以上流場數據，用拉格朗日粒子追蹤模塊模擬得到水質點的5種運移路徑，并采用在蘇北海域于滸苔生長期放置漂流瓶的漂移軌跡進行相關驗證，揭示影響滸苔路徑的單一外界強迫因素的具體影響及其影響程度；依據模擬漂流區溫鹽特點并結合物理海洋及營養鹽等方面解釋滸苔在該區域暴發的原因。

2 研究區概況

研究區海區位于黃海西部沿海，東接南黃海，南部緊鄰東海長江口，為西部的蘇北海岸、西北角的海州灣及北部山東半島南岸所半包圍的淺海陸架半開放海域，地勢相對平坦、寬闊。海區屬于東亞季風氣候，四季分明，冬季寒冷干燥，夏季溫暖濕潤。研究區水體溫度、鹽度及環流特征均呈現出明顯的季節變化。研究區春夏之交至夏季，溫度升高，雨水充足，夏季風開始盛行，平均風速為4～6 m/s[12]。

研究區大部分海域是半日潮類型，海州灣東側為不規則半日潮，半日潮無潮點位于蘇北廢黃河口(以下稱“廢河口”)東北海域，蘇北近岸潮差也較大，平均潮差超過3.9 m，最大潮差位于弶港附近海域；蘇北近岸潮流流速也較快，其南部最大流速在2.6 m/s以上，波浪分為風浪和涌浪，形成獨特的沙脊沙洲相間舌狀地形；大部分海域以風浪為主，會出現涌浪，波浪大小和方向受冬季寒潮、夏秋季的氣旋、臺風等因素的影響。黃海冬季受偏北風影響，大部分海域盛行偏北浪，波高等值線大致與海岸線平行，波高為0.9～1.9 m，由于南黃海海域相對開闊，波高相對較大，夏季受東南風的影響，盛行偏南浪，與冬季相比夏季波高較小，周期較短，但臺風過境時，波高會迅速增加引起巨浪。春秋季體現過渡季節特征[12]。研究區夏季溫度較高，鹽度較低，存在一個流向比較穩定的北向流（圖1），平均流速約為3.4 cm/s，最大流速為8 cm/s。該北向流的變化主要受局地風場控制，南北向的流動與南北向風速的大小關系密切[13-14]。

圖1 中國東部海域夏季主要表層環流[15]（a）及南黃海 7 月表層環流[16]（b）Fig.1 The surface circulation of the eastern China seas in summer[15] (a) and the South Yellow Sea in July[16] (b)

3 研究方法

本研究利用有限體積海岸海洋模型（FVCOM），模擬黃、渤海海域的潮汐、溫鹽、環流等海洋動力環境，研究區域及網格布設如圖2。該模型經過了多個站位的流速、流向、波浪、水位驗證及S1站位的溫鹽驗證，驗證結果表明模擬與實測高度吻合。基于FVCOM通過疊加潮、風、環流、溫鹽、波浪等不同強迫模擬海水運動，用模擬的不同流場和FVCOM的離線追蹤模塊，得到水面粒子在不同流場下的運動路徑。基于漂流瓶與滸苔具有相近的漂流速度和軌跡，用其來對真實流場模擬實驗下漂流路徑進行驗證。并用各流場之間的余流差異獲得單一強迫影響對余流場的貢獻，并用之解釋不同運動路徑之間的差異，以此來研究各個單一強迫對滸苔漂移的影響。

3.1 三維水動力數值模擬

FVCOM數值模型采用無結構三角網格，可以精確地擬合近岸復雜海岸線。與其他海洋模型相同，其控制方程包括動量方程、連續方程、溫度方程、鹽度方程和密度方程，本研究中，模型使用經緯度坐標，采用球坐標系，在球坐標系下的控制方程可參見FVCOM模型手冊[17]，模型采用潮流控制方程和湍流封閉方程構建完整的三維淺海潮波定解方程組，運用有限體積方法求解控制方程，利用干/濕網格模塊控制動邊界，采用內外模態交替計算的計算方式，計算時保持溫度、鹽度、質量、動量守恒。

模型覆蓋海區為 32°～41°N，118°～127°E（圖2），垂直分為18層，網格數為13 546，網點數為7 130，最小網格距離為1 km，時間步長為6 s。由于蘇北海域海底以灘涂和沙脊為主，水深對流速影響很大。本模型水深采用了多波束實測水深數據和ETOP3水深數據的結合，蘇北海域采用了多波束實測水深數據，其他黃、渤海區域采用ETOP3水深數據。該模型加入了黃河徑流、海面熱通量、降水蒸發、氣壓、風場等外界強迫，其中黃河徑流數據由《中國泥沙公報》相關數據插值獲得，氣象數據來自CFSR網站（https://rda.ucar.edu/）的大氣再分析數據，數據時間分辨率為1 h，開邊界潮汐驅動采用俄勒岡州大學OPTS模型所計算的潮汐調和常數，包括 M2、S2、N2、K2、K1、O1、P1、Q1共8個分潮，開邊界嵌套插值來自HYCOM網站（ftp://ftp.hycom.org/datasets/）提供的再分析溫鹽及疊加潮流場和HYCOM的流速、水位，逐時以nesting模塊來驅動模型，實現潮汐和環流強迫。該模型模擬時段為2014年1月1日至2018年11月20日，涵蓋了本研究漂流瓶漂流時段。本研究設置6組實驗進行對比，分別為潮、潮+風、潮+風+溫鹽、潮+風+環流+溫鹽、潮+風+環流+溫鹽+波流耦合、純潮（均一溫鹽無初始場）等不同強迫組合下的流場。前5組實驗中初始場（來自于已驗證模型的熱啟動文件，包括溫鹽、流速、水位）相同，皆加入河流徑流，實驗1和實驗2不計算溫鹽，實驗3至實驗5通過海表大氣壓強、蒸發與降雨、長短波太陽輻射、海表熱通量等外強迫并計算溫鹽，實驗2至實驗5中加入風場驅動，實驗5參考因素最全，為真實流場的模擬實驗，實驗1至實驗4為對照實驗，實驗6為評估潮的單強迫因素而設置，具體實驗配置如表1。

表1 實驗外界強迫配置Table 1 The outside forces configuration of experiments

圖2 研究區網格布設及驗證站位Fig.2 Research area with grid layout and verification stations

3.2 表層水質點運動軌跡追蹤

本研究利用上述模型實驗獲得不同強迫組合下的流場數據，再將這些流場數據用于FVCOM拉格朗日粒子離線追蹤模塊，可以模擬水面粒子的運動，獲得粒子運動軌跡，其微分方程公式為

式中，x(t)為時間t時刻的粒子位置（單位：m）；t為粒子運動的時間點（單位：s）；dx/dt為粒子位置隨時間變化率（單位：m/s）；(x(t),t)為模型產生的三維速度場（單位：m/s）。在二維(x,y)空間中，粒子可以通過求解(x,y)速度方程追蹤，公式為

式中，u、v和為粒子在x、y和z的速度分量（單位：m/s）；H為該位置海水深度（單位：m）；ξ為海表高度（單位：m）。和w的關系定義為

式中，w為h水深處海水在z坐標方向的垂直速度（單位：m/s）； σ 一般在 [-1，0]之間，為無單位量綱，其求解公式為

式中，h為實際深度（單位：m）[11,17]。

3.3 波浪模塊

海洋在有風的環境里，風生流和風生波同時進行，且波流相互影響相互作用，FVCOM波浪模型采用FVCOM內置的SWAVE模塊（FVCOM-SWAVE），它由第三代表面波模型（Simulating Waves Nearshore,SWAN）發展而來[18]。第三代表面波模型SWAN由Booij等[19]研發獲得，并由SWAN研究組改進[20-21]。該模型通過求解波動平衡方程來表現表面波的特性，包含由于底摩擦、三重波和四重波等波-波相互作用以及淺水波浪破碎引起的能量耗散，詳見FVCOM模型手冊[17]。同時在有風輸入的前提下，本研究將在風和波流耦合的共同作用下的模擬流場與僅僅在風強迫下的風生流模擬流場的水平流速之差，來探討單強迫波對水平速度的影響作用。

3.4 漂流瓶投放實驗

滸苔的漂移過程不易于記錄，不便于深入研究及對模擬結果進行驗證，而裝有GPS或者LBS定位系統的漂流瓶，其漂移軌跡便于記錄。經研究證實，山東半島南部海域聚集的滸苔起源于蘇北海域[22-23]。本研究于2018滸苔生長成大片綠潮的時期—2018年5月25日13:00至2018年5月28日12:00期間，在研究海域即滸苔起源區內投放漂流瓶78個。漂流瓶為圓柱狀，直徑為13 cm，高度為19 cm，內裝定位設備后，露出水面6 cm。經過室內模擬漂流實驗，在研究海域年際5月、6月平均流場風場中，使其漂移速度接近滸苔的漂移速度（圖3a）。漂流瓶投放于滸苔發源區（圖3b），漂流瓶內設備每間隔10 min發射1次位置信息，可通過GPS或者LBS定位系統接收到位置信息。

圖3 實驗室水槽中漂流瓶（a）及其投放位置（b）Fig.3 Drifting bottles in the lab tank (a) and their the origin sites (b)

漂流信號時有間斷，本文采用點圖反映漂流軌跡，有信號的位置以綠點表示，無信號的位置為空白。所投78個漂流瓶，實際接收到位置信號的有75個，漂流時間長短不一，其中漂流時間超過2018年7月的有8個，最短的僅漂流數小時就失去信號，漂流時間最長的8個中，有的滯留在投放區域，有的停在中途，有3個漂流瓶漂移到山東半島南部海域。實際漂移總軌跡及按漂流時間劃分分區如圖4a所示，為A、B、C 3個區。A區為蘇北海域，對應漂流時間為5月25日至6月10日；B區為廢河口，對應漂流時間為6月11-30日；C區為山東半島南部海域，對應漂流時間為7月1-3日。漂流瓶漂流時間與2011-2018年滸苔從蘇北漂到山東半島南部的漂移時間基本一致[22]。

圖4 漂流瓶漂移軌跡、分區及對應時間（a）及2010年滸苔影響區域的MODIS衛星圖片[8]（b1-b4）Fig.4 Drift tracks and drifting areas during the drift periods (a),MODIS satellite images of the Ulva prolifera influence area in 2010[8](b1-b4)

可以看出，漂流瓶在從蘇北沿岸向北漂移，緊貼廢黃河三角洲向海州灣漂移，零星軌跡漂至山東半島南岸海域，最遠漂移至青島以東海域。漂流期計時范圍從2018年5月25日13:00至7月3日23:00，共計947 h，如研究區 32°～37°N，119°～122°E 每日平均風速風向圖（圖5）所示，第1～39天，南風占絕對優勢。此次漂流瓶漂流過程與2010年滸苔影響區域的MODIS衛星圖片（圖4b1至圖4b4）[8]吻合度很高，2010年6月7日衛星圖片顯示，滸苔漂移至廢河口，漂流瓶2018年6月10-11日漂至廢河口，2010年6月22日至7月6日衛星圖片顯示，滸苔已遍及山東半島南部海域，2018年7月3日漂至山東半島南部海域。

圖5 研究區2018年5月25日至7月9日每日平均風速風向Fig.5 The chart of daily mean wind speed and direction in the study areas during May 25 to July 9,2018

3.5 模型驗證

3.5.1 水動力模擬驗證

模型運行結果與來自黃、渤海多個站位（圖2）的實測流速、水位、波高、波周期進行了驗證，本文所用驗證數據均來自作者團隊實際測量，一部分數據已發表于文章之中，另一部分尚未發表。其中有來自山東S1站位的流速、水位、溫度、鹽度及S2站位的波高和波周期，流速、水位、波高、波周期由ADCP測得，溫度、鹽度用CTD儀器測得，其詳細信息及數據來源見參考文獻[24]。黃河口B3站位的波高與波周期由ADCP獲得，蘇北斗龍港和大豐港的水位資料由潮位儀直接測量[25]；V3與V6站位流速、流向資料分別來自于蘇北近岸S1和S2站位，為使用安哥拉海流計觀測各個層位流速所獲得[24]；山東半島東端S1站位（37°11′30.66″N，122°54′49″E，水深為 30 m）2017年8月17日21:00至2017年8月27日03:00實測流速與模型流速對比及實測水位與模型水位對比分別如圖6a、圖6b所示，流速實測值在極值處幅度稍大于模擬值，水位模擬值與實測值吻合度更高；周期高度吻合，驗證結果理想。S1站模擬溫度、鹽度與實測對比如圖6c和圖6d所示，鹽度模擬值比實測低0.2～0.5，溫度模擬值比實測值低0～2℃，但趨勢相同。黃河口 B3 站位（37°57′17″N，119°19′14″E，水深為14 m）實測波高和波周期與模擬對比如圖6e，圖6f所示，模擬值在整體幅度上與實測值吻合度較高，小范圍內實測值有鋸齒狀波動而模擬值相對平滑。S2 站位（36°55′04″N，122°40′10″E）實測波高和波周期與模擬對比如圖6g和圖6h所示，波高模擬值在整體幅度上與實測值吻合度較高，波周期前3/4實測值與模擬值吻合度較高，后1/4實測值偏低。蘇北海域大豐港（33°17′03″N，120°48′37″E）、斗龍港（33°28′31″N，120°47′25″E）2014 年 7 月水位模擬實測值如圖6i和圖6j所示，周期嚴格吻合，大豐港水位幅度吻合度較高，斗龍港模擬水位幅度略大于實測水位，對該海域V3站位（33°02′47″N，121°01′13″E）、V6 站位（32°43′08″N，121°44′02″E）進行了速度的流速流向驗證（圖6k，圖6l），兩站位實測與模擬流速流向基本吻合，由多站位的模擬值與實測值對比的綜合評價可知，該模型模擬吻合度較高。

圖6 S1站流速、水位、溫度、鹽度（a-d），B3、S2站波高、波周期（e-f），大豐站、斗龍站水位（i-j），V3、V6站位流速、流向驗證（k-l）模擬值與實測值對比Fig.6 Comparison graphes of simulated results and the in situ measured values of flow velocity,water level,temperature and salinity of S1 Station (a-d),wave heights and wave periods of B3 and S2 stations (e-f),water level of Dafeng and Doulong stations (i-j),flow velocity and direction of V3 and V6 stations (k-l)

該模型所模擬黃、渤海2017年2月和8月表層和底層的平均流場、溫度場、鹽度場見圖7，其中2月高溫高鹽呈舌狀的黃海暖流，自黃海南部（圖7b1、圖7c1）底層流入，沿山東半島沿岸向北流動（圖7a1）、8月山東半島東端表層向南的沿岸流（圖7a2）、黃海底層冷水團（圖7c2）、蘇北低鹽水團（圖7b2）等水文特征均能夠清晰的顯示，其基本特征與該區前人海洋學觀測研究結果相符[26-29]。

圖7 黃、渤海 2 月、8 月表層和底層平均流場（a1、a2）、溫度場（b1、b2）、鹽度場（c1、c2）Fig.7 The average flow fields (a1,a2),temperature fields (b1,b2）and salinity fields (c1,c2）of the bottom and surface of the study area in the Yellow Sea and Bohai Sea during February and August

3.5.2 水面粒子運動軌跡和漂流瓶軌跡對比

與已經驗證了溫鹽、水位、流速、波浪的黃、渤海模型相同，實驗5流場考慮了潮、風、環流、溫鹽及波流耦合等多因素，模擬結果最接近真實流場（圖8），其初始場包括的溫鹽、流速、水位，為已驗證模型運行得出的熱啟動文件，接近同時間真實海洋場，因此選取此流場下水面粒子模擬路徑與漂流瓶實測軌跡進行對比，其中圖8d模擬時長與實際漂流時長相當，模擬水面粒子運移至廢河口以北海域并向東偏轉，而漂流瓶已運移至山東南部海域，可知漂流瓶的速度大于模擬水面粒子。圖8e加大了0.3倍的模擬時長，水面粒子已運移至山東半島南部海域，與實際漂流瓶漂流區域及以往滸苔漂流至山東南部的事實具有很大的一致性[30]。在蘇北沿海模擬路徑與實際漂流路徑皆沿岸向北，在廢河口模擬路徑與實際路徑皆發生向東偏轉。二者又存在不同，首先在蘇北沿海一帶就東西方向的分布范圍相比，實際漂流瓶路徑明顯大于模擬路徑，推測因為漂流瓶密度小于水體，漂流瓶與水體的摩擦要小于水體之間的摩擦，因此漂流瓶在水體中的自由度要大于水質點；其次，圖8d為采用與漂流時間圖相當的1 000 h所得的模擬路徑，短于實際漂流路徑，而向北路徑范圍卻不超過實際漂流軌跡路徑；另外實際路徑因信號接收不全而有缺失部分，模擬路徑為全時段全粒子，可以看出實際路徑比模擬路徑達到更北的位置。上述兩種情況皆說明，實際漂流瓶向北的漂移速度大于模擬水質點，這與漂流瓶露出水面的部分多受南風（圖5）推送吻合；另外，漂流瓶在廢河口向西大幅偏轉，沿廢河口北岸向海州灣漂移，而模擬路徑僅向西北發生小幅偏轉而后向東偏轉，查證資料表明，漂流瓶6月10日到達老黃河口，而此時至此后10 d，風向偏轉為東南風，受到東南風的影響，漂流瓶沿岸偏轉至海州灣內，由于此時模擬水團速度較慢，還在蘇北沿岸沿岸漂移，待模擬水團漂移至老黃河口后，風向轉變為西南風，而且其受海流影響較大，向東發生偏轉。另外圖8f為對單一漂流瓶軌跡和對應模擬水面粒子的對比，模擬時間同圖8e的時間，可以看出，單一漂流瓶和實際軌跡與其模擬路徑重合度很高。

圖8 實驗5的模擬表層流場(a)、鹽度(b)、溫度(c)和路徑圖(d-f)Fig.8 The sea surface flow (a),salinity (b),temperature (c) and water particles paths (d-f) from the simulation map of the fifth experiment

在滸苔漂流期間，蘇北海域風向穩定，以南風為主，海流流場流向比較穩定。滸苔、水面粒子、漂流瓶在海面漂移，主要受海域的表層流及風的控制，三者速度有差別，水面粒子無海面出露、滸苔貼近海面而漂流瓶高于海面，三者受風的影響程度不同，但從圖5看出，2018年研究海域研究時段無臺風，因此三者由風引起速度差別不會很大。因地形的半封閉性及流場流向比較穩定，漂流瓶和水面粒子漂流速度雖不同，但延長水面粒子模擬時間0.3倍，漂流路徑（圖8f）大致相近，二者具良好的可比性。

4 結果

4.1 真實流場的模擬實驗

實驗5為真實流場模擬實驗，在此對其流場從表層余流、溫度、鹽度3個方面在黃、渤海大范圍海域和本研究區蘇北海域做詳細描述。首先，在表層海流方面，蘇北沿岸海域海流沿岸線向西北流動，流速為0.1 m/s左右；到廢河口附近向東偏轉，流速增大，可達0.15 m/s；及至山東半島南部海域，流向基本與岸線平行，流速為0.15 m/s左右，與以往的研究吻合（圖1b）。山東半島東端流向為東南偏轉（圖8a）。其次，在鹽度方面，漂流期內，蘇北海域表層鹽度較低，為24～29，海州灣、廢河口西北及山東半島南岸海域鹽度略有升高，為30左右，在黃海范圍內，本研究區鹽度整體最低（圖8b）；蘇北沿海及山東半島南岸海域表層溫度為19～23°C，僅在廢河口西北海域及蘇北外圍海域等區域溫度略有降低，為17～19°C（圖8c），在黃、渤海范圍內，漂流海域表層平均溫度整體與南黃海一致，高于渤海和北黃海大部分區域。所得的模擬路徑如圖8d至圖8f。

4.2 對比實驗

由于1 300 h的真實流場模擬實驗路徑與漂流瓶軌跡吻合較好，因此，為了進行路徑對比前，4組實驗模擬時間也采用了1 300 h。前5組實驗分別獲得表層余流流場（圖9a1至圖9a5)與對應的模擬路徑（圖9b1至圖9b5)。

潮的流場（圖9a1）余流流速很小，在投放區域流場流向呈環狀，如前人的研究[9]，沒有定向性，這與對應的圖9b1所示在潮的作用下模擬路徑吻合，即在投放區有限范圍內震蕩，有向北漂流和向東南漂流的路徑分支，但總位移很小。潮和風流場（圖9a2）與潮流場（圖9a1）對比，流速在蘇北海域增大，并且流向一致向北或東北，有定向性，在蘇北沿海運移海域速度增大，在廢河口外圍海域向東南延伸一帶及山東半島南部海域流速均明顯變大，與其對應的路徑（圖9b2）吻合，在潮和風的作用下，水質點向北漂移，沒有了東南向分支，整體向北漂移，但路徑前端沒有超過廢河口。潮+風+溫鹽流場（圖9a3）與潮+風（圖9a2）對比，流速在蘇北運移海域略增加并且流向一致向北，在廢河口外圍海域向東南延伸一帶及山東半島南部區域流速明顯變大，大于0.1 m/s；在潮和風的基礎上加入溫鹽，研究海域流速明顯提高，對比路徑圖9b3與圖9b2可見，加入溫鹽后路徑略增長，前端已超過廢河口，由圖可見，蘇北海域流速略有增長，山東半島南部區域流速大幅增加。但漂流瓶及水面粒子所在的靠近海岸的漂流區域流速增幅較小，故路徑僅略有增長。潮+風+溫鹽+環流流場（圖9a4）與潮+風+溫鹽流場（圖9a3）對比，圖9a4在最南端開邊界處有明顯的流速提升，其他地區流速變化不明顯，路徑圖9b4與圖9b3對比可知，在開邊界加入環流之后，水面粒子路徑略向東偏離岸線方向并略微縮短，但這個結果僅對比兩個流場圖難以明確解釋；實驗5模擬真實海洋流場（圖9a5）與實驗4流場（圖9a4）相比，整個海域流速增大，尤其是廢河口及山東半島南部海域，與之對應的路徑圖9b5與圖9b4模擬時長相同為1 300 h，但圖9b5路徑大幅明顯增長，向東北偏轉更遠，波的作用似乎很大。

5 討論

5.1 影響滸苔漂移路徑的單一強迫對流場的具體作用分析

為了更準確地反映某一種外界強迫對研究區流場的貢獻，利用前5組實驗不同組余流流場差異及第6組實驗余流場，得到潮汐、風、環流、溫鹽、波浪等單一外界迫強影響下的流場圖，進而分析其對滸苔運動的影響區域及影響程度。影響區域分為蘇北、廢河口、山東半島南部海域，對應滸苔運移早、中、晚期。外界強迫流場圖對應的實驗余流場或余流場差異如表2。

表2 單一外界強迫下的流場、余流及其對應的模擬實驗對應表Table 2 Table showing single external force induced flow fields,residual flow fields and their corresponding experiments

實驗1～5具有相同的初始場，差異所得風、環流、溫鹽、波浪等單強迫因素的流場已扣除初始場等背景因素的影響，而實驗1潮帶有初始場的影響，因此設計實驗6（純潮）來討論潮流強迫的影響作用。如此所得潮汐、風場、環流、溫鹽、波浪等外界單一強迫流場皆扣除了背景因素的影響，與模擬路徑的變化有很好的對應性。如圖10a所示純潮余流場圖，蘇北海域余流呈順時針環狀，而且沒有定向性，在廢河口沿岸處有較大的東南向流速，對粒子向北漂移形成阻礙；模擬漂流路徑（圖9b1）如前所述在投放地周圍震蕩，對蘇北滸苔向北遠距離漂移貢獻微弱。如圖10b所示風生流場，在蘇北和廢河口海域流向一致向北，風在5個單一強迫中影響量級高于其他因素，在沿岸海域流速較小，在外圍海域流速變大，在滸苔漂移區有明顯的東北向和東向加速作用，與圖9b2水面粒子整體向北漂移吻合，較圖9b1沒有了東南向分支，這皆表明風生流在此起了明顯的北向推動作用，這點也與這期間蘇北海域風場主要是南風的事實相符合（圖5），在以上5種外界強迫影響所生流場中，風生流場最強，這也與前人認識一致，風對于蘇北滸苔漂移起了主要作用[8,31-32]。如圖10c所示溫鹽生流場，在蘇北沿海附近運移區內僅有微弱的北向流速，在海州灣及山東半島南岸海域沿岸有較大的東北向流速，向南流向逐漸偏轉為東向，而由圖9b3與圖9b2對比可見，加溫鹽強迫后路徑較之前略增長，前沿已超過廢河口，溫鹽影響下的路徑變化與溫鹽流場圖有較好的對應，從圖10c判斷，溫鹽對滸苔在山東半島南部海域的運移有較大加速作用。如圖10d所示環流流場圖，僅在研究海域南端開邊界處有較大北向流速，這也應是除了風的因素之外，滸苔不南漂的原因，其在其他區域整體微弱，在蘇北沿岸模擬運移區域，有微弱的北向流，向北逐漸右偏，至廢河口偏轉到東南向，在廢河口沿岸具有相對大的東南向流速，這點符合前人觀點即長江羽流的一個分支在夏季和秋季的一小部分左轉沿江蘇沿岸延伸[31]，而由圖9b4與圖9b3對比可知，在開邊界加入環流之后，水面粒子路徑并未向北延伸而是發生離岸向右偏轉且無增長，反映受該區域逐漸向右偏轉的東南向環流的影響。如圖10e所示波生流場圖，在蘇北沿岸海域，有明顯的北向流，速度較風生流場小，但遠大于其他單一強迫對蘇北海區的影響，推測在漂流早期，風、波是北向漂流的主要因素。在廢河口附近海域有較大的離岸流[29]亦稱地轉流（由冷水團鋒面兩側海表高度不同引起的地轉流）[15]，在山東半島南岸有東北向和東向海流，在這兩個海域波強迫的影響小于風，大于潮和環流，與溫鹽影響相當，由圖9b5與圖9b4對比可知，實驗5在實驗4的基礎上加了波浪強迫，路徑明顯增長，向東北偏轉更遠，如果不綜合其他單強迫影響，往往會歸因于波浪本身的影響，而這不僅僅因為波浪在廢河口有較大速度的離岸流，還因為在相同模擬時長內水面粒子前段路徑較實驗4漂移略快，得以進入了山東半島南部海域，而這里流速大增，進而路徑明顯加長，可見圖10e、圖9a5、圖9b5具有很好的吻合。綜上所述，各單一外強迫影響流場，可以分別明確解釋潮路徑（圖9b1）有南北分支,潮+風路徑（圖9b2）比潮路徑（圖9b1）整體向北運移，潮+風+溫鹽路徑（圖9b3）比潮+風路徑（圖9b2）向北運移略增加，潮+風+環流+溫鹽路徑（圖9b4）比潮+風+溫鹽路徑（圖9b3）路徑偏離岸線且不增長，潮+風+環流+溫鹽+波流耦合路徑（圖9b5）比潮+風+環流+溫鹽路徑（圖9b4）路徑大幅加長。

圖9 各流場（a1-a5）及其對應的水面粒子模擬路徑（b1-b5）Fig.9 Flow fields (a1-a5) under various external forces and its corresponding simulated particle paths (b1-b5)

圖10 潮（a）、風（b）、溫鹽（c）、環流（d）、波（e）等單一外強迫影響的流場圖Fig.10 Single external force induced flow fields of tidal (a),wind (b),temperreture and salinity (c),circulation (d),and wave (e)

5.2 滸苔漂移過程中的溫鹽環境分析

根據本研究水動力模型結果在漂流區及其對應的漂流時間段（圖4a）所繪制的表層平均溫鹽分布（圖11）可知，自南向北除B區廢河口西北的低溫區，隨著漂流時間推移，溫度呈逐漸升高趨勢（圖11a），鹽度在A區自南向北呈增高趨勢，B、C區鹽度波動小（圖11c），各個漂流區的表層平均溫鹽范圍及滸苔最宜生長的溫鹽范圍[1]分別如表3所示。從表中可見，各個漂流區域的溫鹽皆處于滸苔最宜生長的溫鹽范圍內，另外，研究區南鄰長江口，長江沖淡水北流[33]，這是該區鹽度偏低的原因之一。每年的5月、6月，太陽日照強度漸強，降水增多，其他條件也達到滸苔最適宜的生長范圍，另外滸苔綠潮起源及漂移途經的黃海南部近岸海域為我國近海典型的富營養化海域，為滸苔生長提供了豐富的營養物質[34-37]。在西南夏季風吹送下，滸苔沿岸向北漂流，受地球偏轉的影響，水流向右偏轉[31]，有向東的離岸流的存在，相應地有上升流來補充，進一步帶來營養鹽，給滸苔的邊漂流邊快速生長創造了良好條件。

表3 滸苔漂移時段經過的不同海域對應的海表溫度、鹽度時段表層及滸苔最宜生長溫鹽表Table 3 Temperature and salinity of the drift region surface average and Ulva prolirera grow most suitable

圖11 漂流區（b）及其對應的漂流期表層平均溫鹽分布（a,c）Fig.11 The drifting zones (b) and their corresponding mean surface salinity,temperature (a,c) during drift period

6 結論

利用高分辨率三維FVCOM數值模型和拉格朗日粒子離線追蹤方法模擬了滸苔運移路徑，發端于蘇北沿岸的滸苔先沿著蘇北沿岸向北運移至廢河口，之后向東北方向偏轉繼續運移，一直到山東半島南部海域。模擬結果與漂流瓶運移軌跡吻合良好。

影響蘇北滸苔向北遠距離漂移路徑的主要外界強迫是風，比其他因素高1個量級。其次是溫鹽、波浪、環流，潮流僅在局地影響滸苔做旋轉運動，不發生遠距離漂移。在蘇北海域，風、波浪、溫鹽皆生成沿岸北向流，影響流速大小依次降低，環流在蘇北海域微弱，流向也為沿岸北向但逐漸向右偏轉，至廢河口一帶，偏轉為東南向；在廢河口海域，風、溫鹽、波浪皆生成輻射狀離岸流，流速依次減小，流向略有不同，風生流、波生流偏西北向或東北向，溫鹽生離岸流為東北向，更偏東；在山東半島南部海域，單一強迫風、溫鹽、波、環流的影響依次降低，環流在此區影響最弱。

從模擬結果看，漂流區在漂流期表層溫度為18～24℃，表層鹽度為28～31，溫鹽條件在滸苔最宜生長范圍內，這是滸苔能邊漂移邊繁殖大面積暴發的原因之一。

致謝：感謝南方科技大學徐景平教授對本研究給予的建設性建議和提供的驗證站位實測資料的支持，特別感謝青島國家實驗室超算平臺對本研究所用模型提供的超算支持與服務。兩位匿名專家對本文提出了寶貴、中肯的意見，對本文質量的提升起了很大的作用，在此對他們及他們的評審工作表示由衷的感謝和敬意。