渤海表層懸沙分布季節變化特征與控制因子的數值研究*

張德強 龐重光 王延平 陳祥艦

渤海表層懸沙分布季節變化特征與控制因子的數值研究*

張德強1, 2龐重光1, 3, 4①王延平5, 6陳祥艦1, 7

(1. 中國科學院海洋研究所海洋環流與波浪重點實驗室 山東青島 266071; 2. 中國科學院大學 北京 100049; 3. 海洋動力過程與氣候功能實驗室 嶗山實驗室 山東青島 266237; 4. 中國科學院海洋科學大數據研究中心 山東青島 266071; 5. 北京應用氣象研究所 北京 100029; 6. 地理信息工程國家重點實驗室 陜西西安 710054; 7. 山東科技大學數學與系統科學學院 山東青島 266590)

針對整個渤海海域懸浮泥沙季節變化及其影響機制的數值研究相對缺乏且機制尚不清晰, 基于ROMS三維海洋模型對渤海海域水動力環境與懸沙分布開展數值模擬。模擬結果顯示, 渤海海峽環流終年“北進南出”, 夏季環流明顯強于冬季, 并呈現外圍逆時針環、內部順時針環的“雙環”結構。渤海中部海域在夏季存在明顯的溫躍層現象, 其強度分布與等深線較為一致, 溫躍層在4月開始形成, 7月最強。渤海表層懸沙分布具有顯著的季節變化, 冬季懸沙濃度最大, 秋季次之, 春季再次之, 夏季最小。控制懸沙濃度的波流底切應力在秋冬季節較大, 春夏相對較小, 且流致切應力始終在波流切應力中占主導地位。秦皇島海域懸沙濃度常年偏低的主要原因是位于M2無潮點附近, 屬于弱潮流區, 底層流速相對較小, 底部沉積物發生再懸浮概率較小。夏季溫躍層的存在在一定程度上減小了底邊界層流速, 增大了流速的垂向梯度, 對底部懸浮泥沙的向上擴散有明顯的抑制作用。因此, 溫躍層的存在是造成夏季表層懸沙濃度最低的重要原因。

ROMS模型; 渤海; 溫躍層; 表層懸沙濃度; 季節變化

渤海作為我國北部典型的半封閉陸架海, 是我國最早進行懸沙分布和輸運研究的海域。前人首先進行了大量的懸沙濃度現場觀測, 得到了渤海懸沙濃度的空間分布特征及其季節變化規律(秦蘊珊等, 1982; 中國科學院海洋研究所海洋地質研究室, 1985; Jiang, 2004)。通過與渤海水動力環境相結合, 能夠大體明確懸沙輸運的模式和機理。早期應用的數值模型不論是二維模型(Fang, 1985; Zhang, 1986; 董禮先等, 1989)還是三維模型(Feng, 1987; Graber, 1989; Zhao, 1993; 王凱等, 1999), 大都僅考慮潮流或風浪的作用。隨著數值模擬技術的發展, 對渤海懸沙輸運的數值模擬開始綜合考慮浪-潮-流等水動力耦合過程對懸沙輸運的影響(江文勝等, 2000; 龐重光等, 2004)。

渤海水動力環境的研究和模擬是懸沙輸運數值模擬的基礎。渤海水動力環境的研究自20世紀60年代以來開展至今, 其中基于各類數值模式的研究較多(Fang, 1985, 2000; Zhang, 1986; Feng, 1987; Zhao, 1993; Guan, 1994; 喬方利, 2012), 數值模擬結果揭示了渤海水動力環境的基本特征。Xia等(2019)利用高分辨率波浪-潮汐-環流耦合模式模擬渤海夏季的環流, 發現遼東灣西部至黃河口近岸海域沿溫度鋒面存在明顯的密度流, 在40°N以南海域環流呈雙環流結構。馬偉偉等(2016)利用ROMS (regional ocean modeling system)海洋模式對渤海冬季流場進行高分辨率的數值模擬, 發現冬季深度平均流場在遼東灣為順時針環流, 且在渤海中央表現為順時針的環流結構。相比于研究較為成熟的渤海水動力特征, 渤海懸沙的研究大都集中在黃河口, 渤海海峽等熱點區域(Bi, 2011; Yang, 2011; Wang, 2020)。受現場觀測范圍的限制, 整個渤海海域的懸沙分布研究一般通過衛星遙感數據的反演得到(龐重光等, 2013, 2014; 周舟等, 2017; Zhao, 2022)。龐重光等(2014)通過分析長時間序列懸沙濃度和風場遙感反演資料, 指出渤海不同海域表層懸沙濃度差別較大, 高濃度集中在遼東灣、渤海灣和萊州灣, 低濃度主要位于秦皇島海域以及渤海中部等。龐重光等(2013)基于SeaWiFs反演的渤海表層懸沙濃度資料, 通過經驗正交函數分解, 展示了渤海表層懸浮泥沙的空間分布特征及其隨時間的變化; 其中第一空間模態顯示了渤海表層懸沙的季節變化特征。周舟等(2017)利用2003～2014年的MODIS (Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer)衛星遙感數據, 對渤海表層懸浮物濃度的空間分布形態進行反演, 結果顯示表層懸浮物濃度在時間尺度上有明顯的季節變化, 且渤海表層懸浮物從2003～2014年呈現下降的趨勢。近年來, 相對于衛星遙感資料反演懸沙濃度, 利用數值模式對整個渤海海域懸沙分布的研究相對較少(Lu, 2011; Liu, 2020; Wang, 2020)。

利用數值模擬方法不僅可以再現渤海懸沙濃度分布的時空特征, 同時數值模擬也是揭示懸沙濃度分布的動力成因的有效手段。本文基于ROMS海洋模式, 對渤海的水動力環境和懸沙分布進行氣候態數值模擬, 重點展示渤海海域的冬夏季流場特征、懸沙分布, 并對懸沙分布及其影響機制進行討論。

1 研究方法

本文所采用的ROMS模式是基于三維非線性斜壓原始方程的開源海洋模型, 模擬范圍為36°～41°N, 117°～123°E, 如圖1所示。地形數據主要采用ETOPO1數據, 水平方向上采用正交經緯網格, 網格數為73×61, 水平分辨率為5′, 垂向網格采用坐標, 共分為20層, 最小水深設置為1 m。模型計算采用冷啟動, 初始水位和流速均設為0, 初始場的溫鹽數據來自WOA13 (World Ocean Atlas 2013), 在初始場中將沉積物分為3類, 分別為黏土、粉砂和砂, 三種沉積物的占比分布來自Wang等(2020)的研究結果。其大氣強迫場數據來自COADS (comprehensive ocean atmosphere data set)資料, 邊界條件采用SODA (simple ocean data assimilation)氣候態平均場, 潮強迫是在開邊界上采用10個分潮(M2, S2, N2, K2, K1, O1, P1, Q1, Mf, Mm)的調和常數來確定水位變化, 其數據來源于全球潮波模式TPXO 7.0。波浪強迫是將SWAN (simulating waves nearshore)單獨計算的有效波高、波向、波長以及波周期等波浪參數作為外在強迫添加到ROMS中。在邊界強迫中, 開邊界水位采用Chapman邊界條件, 正壓流速采用Flather邊界條件, 三維斜壓流速及溫鹽場均采用Rad邊界條件。在本模型中, 由于在渤海入海的河流中, 遼河、灤河以及海河流量遠小于黃河, 因此僅考慮黃河徑流及懸浮物的輸運作用。對于黃河徑流量和懸浮物的數據來自于利津水文站近30 a的氣候態數據, 且黃河中的黏土、粉砂和砂的占比分別為20%、70%和10% (Wang, 2020)。

圖1 模擬區域的水深和站位(a)及水平網格(b)

本文用氣候態數據將模式運行了2 a, 取第2年的12個月份的月平均值來表征每個月的特征。本文采用了2018年7月在渤海進行觀測的大面站溫鹽深(conductivity temperature depth, CTD)數據與模擬的氣候態的月平均值進行對比, 同時采用2017年2～3月與2018年8月在秦皇島海域的實測數據, 對其求10 d的平均值, 與模擬10 d的平均值進行對比。

2 模式結果驗證

2.1 潮位對比

對于潮汐的準確模擬是正確模擬渤海水動力環境的前提。取第二年1月份的水位數據, 采用調和分析方法分離出潮位的調和常數。由于渤海的主要半日分潮和全日分潮分別為M2和K1, 因此本文僅對M2和K1進行分析。圖2c和2d分別為M2和K1分潮的同潮圖。

圖2 渤海M2 (a, c)和K1 (b, d)分潮的同潮圖分布

注: a與b分別為渤海圖集(Fang, 1986)中M2和K1分潮的同潮分布圖, c和d為模式模擬的同潮圖; 虛線表示振幅(單位: cm), 實線表示遲角(單位: °)

通過與Fang (1986)的渤海圖集中同潮圖進行對比, 可以發現兩者之間分潮M2與K1的無潮點位置, 振幅以及相位的分布均較為一致。通過對模擬的調和常數與7個渤海驗潮站實測的M2和K1分潮的調和常數進行定量對比, M2分潮振幅誤差的絕對平均為8.2 cm, 相對誤差的絕對平均為11.8%; 遲角誤差的絕對平均為14.3°, 相對誤差的絕對平均為8.7%。K1分潮振幅誤差的絕對平均為0.7 cm, 相對誤差的絕對平均為4.6%; 遲角誤差的絕對平均為22.3°, 相對誤差的絕對誤差為19.4%。以上結果表明, 該模型對渤海潮汐的模擬是準確的。

2.2 流場對比

圖3a和圖3b分別是渤海冬季(1月)和夏季(7月)的氣候態垂向平均流場, 從模擬結果來看, 在渤海海峽終年呈現“北進南出”的結構; 冬季沿岸線流動的海流最強, 遼東灣以及渤海中部均呈現順時針環流結構, 渤海灣和萊州灣海流逆時針流動, 整體海流流速較小, 一般都在0.05 m/s以下, 這與已有的數值模擬結果較為類似(畢聰聰等, 2015; 馬偉偉等, 2016; Jiang, 2020; Liu, 2021)。夏季環流明顯強于冬季, 流速很多在0.05～0.1 m/s。夏季, 20 m等深線以深的渤海中部, 環流呈現“雙環”結構, 即外部的逆時針環包圍著內部的順時針環, 這與Xia等(2019), Liu等(2021)的研究結果一致。本文的氣候態模擬結果可以再現渤海環流的基本結構及其季節變化。

3 結果與討論

3.1 渤海溫躍層的季節變化

為了研究渤海溫躍層的季節性變化, 將模式模擬的氣候態結果與實測數據進行對比。實測數據分為兩部分, 第一部分是利用在S1站點(圖1a黑色空心圓所示)于2017年2月15日～3月9日(冬季), 2019年8月15～29日(夏季)進行的海床基平臺觀測數據, 并對其溫度取10 d平均, 與模擬的氣候態溫度進行對比, 對比結果如圖4a所示; 第二部分是利用2018年7月對渤海進行的大面站觀測數據與模式模擬結果(月平均)進行對比, 如圖5所示, 站點B29～B30, B53～B59 (紅色空心圓)位置如圖1a所示。

圖3 渤海1月(a)和7月(b)氣候態的深度平均流場

從圖4a可以看出, 模式對于S1站點季節性變化的模擬準確。圖4b中的S1站點CTD實測數據在夏季的垂向分布顯示, 表層溫度為27 °C, 底層溫度為24.5 °C, 沒有明顯的溫躍層存在, 這也與圖4a中的模擬結果相對應。圖4a的模擬溫度顯示底層溫度(Layer 1, Layer 2)與表層溫度(Layer 20)相差無幾。

圖5顯示, 在渤海水深較深的海域, 夏季存在明顯的溫躍層。由于大面站觀測獲得的溫度是瞬時值, 且這些站點的溫度大都是白天所測, 故測得的溫度普遍高于模式模擬的溫度, 且溫躍層以上溫度更高, 垂向變化更大。而模式計算的溫度是7月的平均值, 溫度略低且垂向變化范圍較小。此外, 模式模擬的鹽度在31～32, 而B29～B30, B53～B59站點所測的鹽度大都也在31～32, 進一步驗證了模式模擬的準確性, 故可以用模式模擬的結果來分析渤海溫度的季節性變化。

由于溫躍層的存在使得表層溫度與底層溫度差距較大, 因此采用表層溫度與底層溫度的差值來體現溫躍層的強度大小與位置分布, 其1～12月份的空間分布如圖6所示。圖6顯示, 溫躍層在4月開始形成, 7月達到最強, 在9月之后, 開始慢慢消退, 10月已經基本無溫躍層的存在, 這與屠金釗(1992)的研究結果較為一致, 且在溫躍層強盛期(6～8月)表底層溫差的分布與等深線的分布較為一致。

圖4 S1站點模式模擬溫度(10 d平均)底層(第一層, 第二層)、表層(二十層)與觀測溫度(10 d平均)的時間序列(a)以及S1站點8月垂向溫度分布(b)

圖5 模式模擬溫度與站位觀測溫度的垂向分布

圖6 表層溫度與底層溫度差值的空間分布

Fig.6 Spatial distribution of temperature difference between the surface layer and the bottom layer

3.2 渤海懸沙分布的季節變化

本文參考Bian等(2013)的泥沙參數方案, 對泥沙各級粒徑參數的相關設置見表1。數值模擬的渤海表層懸沙濃度的季節性分布如圖7所示, 渤海表層的懸沙分布具有明顯的季節變化。整體上講, 渤海的懸沙濃度在冬季(12～2月)最大, 秋季(9～11月)次之, 春季(3～5月)再次之, 夏季(6～8月)最小, 且不論在哪個季節, 懸沙濃度在遼東灣、渤海灣以及萊州灣均相對較高, 大都在70 mg/L以上, 懸沙的時空分布特征與龐重光等(2013)利用遙感資料對渤海表層懸沙的反演結果基本一致。圖7還顯示, 秦皇島海域懸沙濃度顯著低于其他海域, 常年偏低, 其表層懸沙濃度基本都維持在20 mg/L以下, 這一現象也與前人對渤海懸沙濃度的反演結果類似(Jiang, 2004; Wang, 2014; 王震等, 2016; Zhao, 2022)。通過對模式模擬的表層懸沙濃度和衛星遙感反演的海表懸沙濃度進行對比, 如圖8所示(位置點A～F如圖1a所示), 發現在渤海的不同位置, 如典型的高、低懸沙濃度點, 模式均能夠模擬出表層懸沙濃度的季節變化特征, 且大致與衛星遙感反演的懸沙濃度值一致, 冬季濃度最高, 夏季濃度最低。

圖7 渤海表層懸沙濃度不同季節的空間分布

表1 ROMS泥沙模塊中各級粒級泥沙參數

Tab.1 Sediment parameters in the ROMS Sediment Model

3.3 渤海底部切應力的季節變化

泥沙模型分別計算了時間步長為3 min的流致切應力、波致切應力以及波流相互作用產生的最大切應力。通過對剪切應力求季節平均, 得到不同季節剪切應力的大小, 波流相互作用切應力、流致切應力和波致切應力分別如圖9～11所示。從整體來看, 由波流相互作用引起的最大剪切應力在冬季最大、秋季次之、春季和夏季相對較小。流致切應力與波流切應力幾乎相當, 波致切應力僅僅在沿岸的淺水區域(20 m等深線以淺)發揮一定的作用, 其中在遼東灣和萊州灣較為顯著, 而在深水區, 波致切應力與流致切應力相比, 幾乎可以忽略不計, 這與Wang等(2020)的研究較為一致。從波流切應力的季節分布來看, 遼東灣東部的波流切應力在冬季明顯高于夏季, 冬季波流切應力基本在0.2 N/m2以上, 夏季波流切應力主要在0.12～0.20 N/m2。但在遼東灣北部, 波流切應力的季節變化不大, 常年維持在0.3 N/m2以上, 這也是遼東灣海域常年懸沙濃度較高的原因。在渤海灣, 波流切應力在夏季甚至要大于冬季, 這主要是因為夏季海流相對冬季更強。渤海灣與遼東灣都是流致切應力占主導, 而萊州灣的流致剪切應力相對較小, 其懸沙濃度則是波流相互作用與黃河徑流輸入共同作用的結果。此外, 秦皇島海域其底部的波流切應力常年保持在0.06 N/m2以下, 遠遠小于其他海域底部的波流切應力。因此, 之所以秦皇島海域懸沙濃度常年低于其他海域, 最根本的原因在于秦皇島海域位于M2無潮點附近, 屬于弱潮流區, 底層流速相對較小, 流致切應力相應較小, 底部沉積物發生再懸浮的概率同步較小。

圖8 模式模擬的表層懸沙濃度與多年平均的衛星遙感反演的海表懸沙濃度的對比

圖9 波流相互作用下季節平均的最大剪切應力的空間分布

圖10 季節平均的流致切應力的空間分布

3.4 渤海夏季表層懸沙分布的控制因子

渤海表層懸沙濃度(圖7)和波流底切應力(圖9)的季節分布顯示, 在冬季、秋季以及春季, 波流底切應力的空間分布與表層的懸沙分布較為一致。據此推論, 冬季、秋季以及春季渤海表層懸沙大都來源于底部再懸浮泥沙的垂向擴散。然而, 在夏季, 其波流底切應力的空間分布與春季分布相當接近(圖9b和9c), 但其表層懸沙濃度的分布卻明顯低于春季(圖7b和7c)。本文數值模式的垂向分層為20層, 因此能夠清楚地展示季節平均溫度、懸沙濃度和流速大小的垂向分布, 分別如圖12～14所示。如圖12a所示, 冬季渤海海域海水溫度在垂向幾乎沒有變化, 與其對應的懸沙濃度在垂向上也基本保持不變(圖13a), 流速大小自海表向下略有衰減(圖14a), 如流速最大的遼東灣北部位置, 流速大小從海表的0.41 m/s, 減小到海水下層第4層的0.35 m/s, 繼續衰減到底層第1層的0.30 m/s。垂向基本均勻分布的水溫和懸沙濃度表明在渤海, 冬季整個深度都是混合層, 垂向混合強度大、混合較為充分。然而, 在夏季, 遼東灣、渤海灣、萊州灣以及其他近岸海域由于水深較淺, 溫度在垂向上依然沒有明顯變化, 因此淺水區的變化主要還是受動力條件的季節性波動控制, 但在渤海中部, 表層溫度與底層溫度差別顯著, 存在明顯的溫躍層現象, 如圖12c所示。夏季, 渤海中部的表層溫度一般在22～26 °C, 而底部溫度則大都在12～20 °C。圖12c還顯示, 從底層到中層Layer 1～Layer 10, 即溫躍層之下, 溫度的上升幅度較小, 但相對應的懸沙濃度在垂向上遞減的幅度卻較大(圖13c)。主要原因是溫躍層的存在降低了風、海浪等外力對海底的擾動, 抑制了均溫層水體在垂向的混合, 不利于底層再懸浮泥沙的向上擴散。夏季, 雖然水體在垂向上混合強度明顯減弱, 但其平流項卻更加發育, 使得中上層海水流速增大, 不論是季節平均的流速(圖14)還是冬夏季深度平均流場(圖3), 都是夏季流速大于冬季, 這與孫運佳等(2016)的研究一致。

圖12 季節平均溫度的垂向分布

圖12c展示了夏季溫躍層中心所在層位(Layer 13), 該層溫度位于上層(Layer 16)和下層(Layer 10)之間, 該層的懸沙濃度相對于下層(Layer 10)也有明顯的降低, 除三灣外, 懸沙濃度基本上都低于10 mg/L, 如圖13c所示。由于溫躍層具有層結強, 垂向擴散系數低的特征, 溫躍層的存在對于底部懸浮顆粒物向表層的擴散起到明顯的抑制作用(喬璐璐等, 2010; 雷棟等, 2019), 故溫躍層上層的懸沙濃度(Layer 16和Layer 19)顯著低于下層的懸沙濃度(Layer 1, Layer 4, Layer 7和Layer 10)。

圖13 季節平均懸沙濃度的垂向分布

水體層化現象對流速的垂向梯度具有明顯的增強作用, 如圖14所示。在水體下層Layer 1～Layer 10, 夏季垂向流速梯度明顯大于冬季, 體現在水體中層(Layer 10), 夏季流速明顯大于冬季, 但在水體底層(Layer 1), 夏季流速要小于冬季。這一現象在遼東灣東部最為顯著, 夏季中層水體流速約為0.48 m/s, 明顯大于冬季中層水體的0.39 m/s, 而夏季的底層流速約為0.28 m/s, 小于冬季對應的底層流速0.32 m/s。水體的層化在一定程度上減弱了底層流速, 從而間接影響了底部沉積物的再懸浮, 這與齊昱愷等(2021) 在三沙灣的觀測結果一致。與夏季相比, 春季在一定程度上也有溫躍層現象(圖12b), 但強度較低, 這也使得春季的懸沙濃度(圖13b)比秋季(圖13d)更低, 因為秋季水體混合均勻, 幾乎不存在溫躍層的現象。

圖14 季節平均流速大小的垂向分布

4 結論

本文基于ROMS模式對渤海水動力環境與懸沙分布開展數值模擬, 得出如下結論:

在渤海海峽環流終年“北進南出”; 夏季環流明顯強于冬季, 并呈現外圍逆時針環、內部順時針環的“雙環”結構。在平均深度僅為18 m的渤海, 夏季存在明顯的溫躍層現象, 溫躍層在4月開始形成, 7月達到最強, 9月開始慢慢消退, 溫躍層強度分布與等深線較為一致。

渤海懸沙分布具有明顯的季節變化, 冬季懸沙濃度最大, 秋季次之, 春季再次之, 夏季最小。控制懸沙濃度的波流底切應力, 秋冬季明顯大于春夏季, 且不論哪個季節, 流致切應力在波流剪切應力中占主導地位, 波致切應力僅僅在淺水海域有一定的作用。秦皇島海域由于位于M2無潮點附近, 屬于弱潮流區, 底層流速相對較小, 相應的流致切應力較小, 故底部沉積物發生再懸浮的程度較小, 這是秦皇島海域常年懸沙濃度較低的主要原因。

春夏季溫躍層的存在對懸沙的垂向交換具有重要影響。溫躍層在一定程度上減小了底邊界層流速, 增大了流速的垂向梯度; 溫躍層的形成對底部懸浮顆粒物向上層的擴散起到明顯的抑制作用。夏季, 溫躍層的存在是中上層懸沙濃度維持較低的重要原因。但在淺水區, 無論哪個季節, 溫度在垂向上都沒有明顯的變化, 懸沙濃度的變化主要還是受動力條件的季節性波動控制。

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NUMERICAL STUDY ON SEASONAL DISTRIBUTION OF SURFACE SUSPENDED SEDIMENT IN THE BOHAI SEA AND THE CONTROLLING FACTORS

ZHANG De-Qiang1, 2, PANG Chong-Guang1, 3, 4, WANG Yan-Ping5, 6, CHEN Xiang-Jian1, 7

(1. Key Laboratory of Ocean Circulation and Waves, Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China; 2. University of the Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3. Laboratory for Ocean and Climate Dynamics, Laoshan Laboratory, Qingdao 266237, China; 4. Center for Ocean Mega-Science, Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China;5. Beijing Institute of Applied Meteorology, Beijing 100029, China; 6. State Key Laboratory of Geo-information Engineering, Xi'an 710054, China; 7. School of Mathematics and Systems Science, Shandong University of Science and Technology, Qingdao 266590, China)

Due to the lack of research on the numerical simulation of suspended sediment distribution in the whole Bohai Sea, the hydrodynamic environment and the distribution of suspended sediment concentration in the Bohai Sea was numerically simulated in the three-dimensional ocean model ROMS (regional ocean modeling system). Results show that the Bohai Strait circulation presents a “north in south out” pattern all year round. The circulation in summer is obviously stronger than that in winter, and presents a “double-ring” structure with an outer counterclockwise ring and an inner clockwise ring. There is a strong thermocline in the middle of the Bohai Sea in summer, and the distribution of its strength is close to the isobath. The thermocline begins to form in April and is the strongest in July. The distribution of surface suspended sediment concentration in the Bohai Sea has distinct seasonal change, with the highest concentration in winter, followed by autumn, spring, and summer. The wave-current bottom shear stress controlling suspended sediment concentration is larger in autumn and winter, but smaller in spring and summer, and the current-induced shear stress always plays a dominant role in wave-current shear stress. The main reason why suspended sediment concentration off the Qinhuangdao is low all the year round is that the current velocity at the bottom is relatively small, resulting in the weak sediment resuspension, as the location is adjacent to an amphidromic point of the M2tidal constituent. The thermocline in spring and summer reduces the current velocity at the bottom boundary layer, and increases the vertical gradient of the velocity to a certain extent, and further suppresses the upward diffusion of the bottom sediment. Therefore, the existence of thermocline is one of the controlling factors of the lowest surface suspended sediment concentration in summer.

ROMS (regional ocean modeling system); the Bohai Sea; thermocline; surface suspended sediment concentration; seasonal variation

* 中國科學院科研儀器設備研制項目, YJKYYQ20190047號。張德強, 博士研究生, E-mail: zdq@qdio.ac.cn

龐重光, 研究員, E-mail: chgpang@qdio.ac.cn

2022-12-08,

2023-02-08

P734.2+3

10.11693/hyhz20221200322