渤中淺灘對渤海夏季底層冷水帶的影響?

姜 賀, 鄭 鵬, 陳學恩??

(1.中國海洋大學海洋與大氣學院, 山東 青島 266100; 2.交通運輸部天津水運工程科學研究院, 天津 300456)

渤海平均水深18 m,三面環陸,僅向東以渤海海峽與黃海相通,分為遼東灣、渤海灣、萊州灣、中央盆地和渤海海峽[1],其三個海灣的灣頂水深較淺,中部存在一個水深約20 m的水下淺灘(渤中淺灘),在此淺灘的南北兩側分別存在水深大于25和30 m的洼槽(見圖1)。冬季受蒙古-西伯利亞高壓影響,渤海以西北風為主,并伴隨冷空氣入侵和寒潮出現;夏季在陸地升溫形成的陸地低壓和海洋副熱帶高壓的作用下,渤海以偏南風為主[2]。渤海溫鹽分布具有較強的季節變化特征,其溫度分布受環渤海地形、氣候影響顯著,冬季受季風影響,在風攪拌和潮流的混合作用下,海水在垂直方向上混合均勻,水平方向上中部海溫最高,逐漸向四周遞減[3];夏季表層水溫水平溫差較大,三個海灣因水深較淺,熱容量較小而呈現高溫[4],而底層水溫的分布最明顯的特征是渤中淺灘被一溫度高于20 ℃的高溫水體控制,其南北兩側則呈“非對稱雙中心冷水”結構。

(其中紅色虛線為“黃河口-遼東灣”斷面,即HL斷面;黑色虛線(A、B、C、D)為穿過夏季底層冷水帶的斷面。The red dotted line represents the HL section; The black dotted line (A、B、C、D)shows the cross section through the summer cold water belt.)圖1 渤海水深Fig.1 The bathymetry of the Bohai Sea

迄今為止,前人就渤海夏季底層“非對稱雙中心冷水”結構進行了一定研究。周峰等[5]利用ROMS模式對渤海溫躍層的季節性變化過程進行了模擬,分析了遼東半島西側冷水對“非對稱雙中心冷水結構”的維持作用。Liu等[6]運用ECOM模式,分析了Mellor-Yamada的2.5湍流封閉方案對“非對稱雙中心冷水結構”的影響。黃大吉等[7]基于三維斜壓陸架海模式HAMSOM研究了渤海溫度的季節性變化,進一步提出了渤海夏季底層冷水帶的概念。宋文鵬[8]利用ECOMSED數值模式模擬了渤海20 m層的溫度結構,模擬結果顯示渤海海峽西伸的低溫水在秦皇島附近轉向東北,后轉向南、向西、向東南、向東北,形成一個閉合的夏季冷水帶,并討論了其鹽度特征。

但是,關于渤海夏季底層冷水帶的形成及其影響機制尚無系統闡述。渤海夏季溫度分布結構復雜,受氣候因子、水深、徑流和環流等因素共同作用,本文將重點關注渤海夏季底層冷水帶形成及渤中淺灘對其結構的影響。

1 渤海數值模型建立和驗證

1.1 海洋模式簡介

渤海地形和岸線較為復雜,本文采用無結構三角網格、有限體積數值計算方法的三維海洋模式[9](Finite volume coastal ocean model,FVCOM)。FVCOM模式采用內外模分離的計算方法,能夠很好擬合復雜的海陸岸線變化,被廣泛應用于近岸等河口區域。FVCOM的主要控制方程包括動量方程、連續方程、鹽度擴散方程、溫度擴散方程、狀態方程等,并耦合了無結構網格化的海浪模塊、海冰模塊、三維泥沙運輸模塊、物質擴散運輸模塊和拉格朗日粒子追蹤模塊,垂向采用Sigma坐標,水平方向上,U、V位于三角形的形心上。

在FVCOM模式中應用對流-擴散方程求解保守物質濃度場的演變:

(1)

1.2 數據和海洋模式配置

模式計算范圍覆蓋整個渤海以及大部分黃海海域,計算域渤海海區內的網格進行了加密處理,水平方向上共有25 951個節點,50 670個三角形單元,最高分辨率290 m,最低分辨率14.7 km,垂向分層為24層。

開邊界處采用水位驅動,水位數據由八大分潮(M2、S2、N2、K2、K1、O1、P1、Q1)的調和常數預報所得,調和常數取自美國俄勒岡州州立大學全球大洋潮汐同化反演模式(OSU tidal data inversion)的結果,以確保FVCOM模式運行的穩定。斜壓驅動的溫鹽數據來自世界海洋地圖冊2018(World ocean atlas 2018,WOA18)數據集,模式的海表面強迫場來自ERA-interim數據集中分辨率為0.125°×0.125°的海洋和氣象數據,包含的變量有海表面溫度、蒸發、降水、氣壓、風速、比濕和熱通量。模式從2016年2月1日0:00開始計算,2016年12月1日0:00結束。

1.3 模型驗證

本文選擇正壓模型積分穩定后的2016年7月1日至8月30日的逐時水位進行調和分析,以M2和K1分潮為例進行正壓模型的驗證,并與前人的結果對比(見圖2)。從模擬結果來看,M2分潮分別在渤海和黃海有兩個無潮點,振幅最大的位置位于朝鮮半島的西側;K1分潮分別在渤海和黃海有一個無潮點,振幅最大的位置位于西朝鮮灣。M2分潮與K1分潮模擬振幅、遲角和無潮點的位置與馮興如等[10]的結果基本一致。

((a)和(b)是引自文獻[10]的結果;(c)和(d)是本文模型的模擬結果。(a) and (b) are cited from the results of Reference[10]; (c) and (d) are the simulation results of the model in this paper.)圖2 半日分潮(M2)與全日分潮(K1)同潮時圖Fig.2 Cotidal diagram of semi-diurnal tides (M2) and diurnal tides (K1)

圖3展示了渤海夏季深度平均后的環流結構,以渤中淺灘為中心,存在一個較大的順時針流環,且流環北側的流速明顯大于南側;遼東灣中部和萊州灣內部都存在一個小的逆時針流環,流速較小;渤海海峽處的環流結構為北進南出,且南側出流流速大于北側入流。本文模擬所得渤海夏季環流結構與畢聰聰[11]的多年平均結果基本一致。

((a)為本文模式結果;(b)為文獻[11]的結果。(a) is the model result of this paper; (b) is the result of Reference[11].)圖3 渤海夏季深度平均環流場Fig.3 Average depth circulation field in the Bohai Sea in summer

2 數值實驗設計方案及結果分析

2.1 渤海夏季溫度分布特征

圖4給出了7月表層、中層、底層、8月下旬底層的渤海月平均海溫分布,圖5展示了7、8月沿HL斷面的月平均海溫分布結構。渤海內部表層溫度相差不大,三灣灣頂處溫度較高,渤海灣和萊州灣灣頂處溫度最大可達28 ℃(見圖4(a))。渤海中層溫度相差逐漸變大,其中渤中淺灘北側冷中心開始形成(見圖4(b))。夏季渤海由于海面氣溫高,太陽輻射強,大部分海域在7～15 m處存在著顯著的溫度躍層[11],因此渤海夏季底層的海溫分布特征較表層的已有顯著不同(見圖(5))。以7月底層溫度為例(見圖4(c)),除三灣灣頂處仍為海溫高值區外,在渤海中部的淺灘上也出現了一個高溫中心,其核心溫度在20 ℃左右,遠岸以渤中淺灘南北兩側的洼槽為中心,分別形成兩個相對孤立的底層水團——可稱之為“非對稱雙中心冷水團”。這兩個冷水團的中心溫度并不相同,北部的洼槽可能由于地理偏北、深度較深、熱容量相對更大等因素而溫度較低,使“雙中心”冷水表現為非對稱的溫度結構[5]。早期的觀測也表明,7—8月中旬北部洼槽底層溫度比南部洼槽低1.0 ℃左右[12]。7月份,在渤中淺灘北部的冷水團內部存在著的兩個緊鄰的低溫中心(見圖4(c)),其中西側低溫中心位于119.9°E,39.6°N,中心溫度相對較低,約為13 ℃;東側低溫中心大致位于120.6°E,39.8°N,溫度相對較高,約為14 ℃。這兩個底層的低溫中心在7月份最為明顯(見圖4(c)),到了8月下旬則逐漸融合成為一個水團(見圖4(d))。

圖4 渤海夏季7月表層(a)、中層(b)、底層(c)和8月下旬底層(d)模擬月平均海溫分布圖Fig.4 Distribution of simulation temperature in the surface layer(a), middle layer (b), bottom layer(c) in July and the bottom layer in late August (d)

圖5 HL斷面7月(a)、8月(b)月平均海溫模擬結果Fig.5 Distribution of simulation averaged temperature of the HL section in July(a) and August(b)

以上模擬得到的夏季海溫分布特征與宋文鵬[8]對2006年渤海夏季(7月18日—8月10日)航次的調查結果吻合,特別是在淺灘處模擬得到的海溫(7月大于20 ℃,8月下旬大于24 ℃)與2000及2006年的大面調查資料非常吻合[4,8],相較前人的模擬結果[5,14-15]有了很大的改進,證實了本文模型的可靠性。

2.2 渤海夏季底層冷水帶特征

由以上分析可知,在夏季溫躍層以下的渤海中下層存在著一個圍繞渤中淺灘暖水、接近環形的低溫水帶現象,即渤海夏季底層冷水帶。從圖4可見,此冷水帶的分布范圍較大,是渤海夏季底層溫度結構的重要特征,主要特點如下:

(1)渤中淺灘暖水中心溫度比北側冷水高5～6 ℃,比南側冷水高3～4 ℃,冷水帶的北部海溫總體上低于南部,這表現為南北“不對稱的雙中心冷水”現象。7月,冷水帶北側呈現兩個較為明顯的低溫中心,渤中淺灘西側溫度高于北側和南側(見圖4(c));8月,兩個北側的低溫中心逐漸融合,渤中淺灘西側和南側的低溫水溫度接近一致,此時渤海夏季冷水更接近一個圍繞渤中淺灘的閉環“冷水帶”結構(見圖4(d))。

(2)夏季底層冷水帶的形狀與渤海等深線走向極為吻合,表明渤中淺灘周圍的地形可能對低溫冷水帶的維持有重要作用。

2.3 保守物質示蹤實驗

為分析渤海夏季底層冷水帶中冷水的來源,本節基于利用保守物質示蹤劑探究對流-擴散作用下的渤海水交換過程及物質輸運特征。取大連老鐵山和煙臺蓬萊連線的渤海海峽為分界線,將渤海水體中的每個計算單元的保守物質濃度設為單位無量綱濃度1,渤海之外的水體初始濃度設為0(見圖6(a)),由于渤海冬季末期混合仍然較強,渤海夏季冷水帶的冷水可能來源于冬季渤海中的任一層水體,因此我們選擇在模式中的所有sigma層中均釋放保守物質。保守物質于2016年3月1日0時釋放,通過求解對流-擴散方程,得出保守物質示蹤劑濃度的空間分布及時間尺度變化。

((a)初始示蹤劑濃度分布;(b)30 d后示蹤劑濃度分布;(c)60 d后示蹤劑濃度分布;(d)90 d后示蹤劑濃度分布;(e)120 d后示蹤劑濃度分布;(f)150 d后示蹤劑濃度分布。(a)Initial tracer concentration distribution; (b) Tracer concentration distribution after 30 days; (c) Tracer concentration distribution after 60 days; (d) Tracer concentration distribution after 90 days; (e) Tracer concentration distribution after 120 days; (f) Tracer concentration distribution after 150 days.)圖6 底層示蹤劑濃度時空分布Fig.6 Temporal and spatial distribution of bottom tracer concentration

通過公式(1)計算得到了保守物質示蹤劑在水動力作用下的擴散稀釋及輸運過程,為了直觀觀察渤海底層示蹤劑的動態運輸過程及濃度變化,圖6從3月1日開始每30天展示一次示蹤劑的濃度分布情況。由圖6(a)—(c)可以看出,在模型計算的60 d內,示蹤劑基本都在渤海海峽內部;圖6(d)—(f)表示渤海海峽南部附近示蹤劑的濃度下降明顯快于北部,這是由于渤海海峽附近為北進南出的環流結構,且南部的流速大于北部[11],因此水交換較為明顯。到了7月初(見圖6(e)),少量示蹤劑已經擴散到渤海海峽外部,這說明渤海有小部分水體從渤海海峽進入北黃海,但絕大部分示蹤劑仍停留在渤海內部,只有極少量示蹤劑可向外運輸至38°N,122°E附近。

圖7展示了穿過夏季底層冷水帶的四個斷面(見圖1中的A、B、C、D)在6、8月的月平均濃度特征。C、D斷面受渤海南側出流影響更為明顯,因此C、D斷面的月平均濃度明顯低于A、B斷面。8月份,A、B斷面的月平均濃度基本都在0.95以上,表底結構較為均一;C、D斷面大部分區域的月平均濃度在0.75以上,且表層濃度明顯低于底層,垂向上呈現分層特征,兩個斷面在38.1°N—38.2°N緯度附近的濃度最低,大約為0.6,這說明夏季底層冷水帶南側低溫水的來源之一是北黃海的冷水。周峰等[5]的研究結果也指出,北黃海深層冷水可能對渤海冷水的維持具有不容忽視的貢獻。以上四個斷面的結果說明,到了夏季,底層冷水帶附近仍然是示蹤劑的高濃度區域。

(第一行為6月平均的示蹤劑濃度斷面特征;第二行為8月平均的示蹤劑濃度斷面特征。The first line is the tracer concentration profile characteristics after the average in June; The second line is the tracer concentration profile characteristics after the average in August.)圖7 示蹤劑濃度斷面特征Fig.7 Tracer concentration profile characteristics

我們對2016年3月1日—9月1日之間的渤海內部示蹤劑濃度進行了深度平均,2016年9月1日渤海內部平均濃度下降至0.863,整體水交換率為13.7%,水交換能力較低。由圖6、7綜合分析可知,渤海冬季殘留的冷水到了夏季絕大部分仍保留在渤海內部,因此渤海夏季底層的低溫水主要來源于冬季殘留的冷水。

2.4 拉格朗日粒子追蹤實驗

為驗證夏季底層冷水帶南側低溫水的來源之一是北黃海深層的冷水,本章節基于FVCOM海洋模式設計拉格朗日粒子追蹤實驗,拉格朗日粒子追蹤基于拉格朗日描述方法,粒子軌跡不僅可以反映模擬海域的流場性質,而且可以直觀反映物質運輸的路徑和時空分布。我們于2016年3月1日0時在北黃海底層釋放拉格朗日粒子,粒子初始位置如圖8(a)所示,圖8從3月1日開始每30天展示一次拉格朗日粒子的分布情況。

((a)初始粒子分布;(b)30天后粒子分布;(c)60天后粒子分布;(d)90天后粒子分布;(e)120天后粒子分布;(f)150天后粒子分布。(a) Initial particle distribution; (b) Particle distribution after 30 days; (c) Particle distribution after 60 days; (d) Particle distribution after 90 days; (e) Particle distribution after 120 days; (f) Particle distribution after 150 days.)圖8 拉格朗日粒子時空分布Fig.8 Temporal and spatial distribution of Lagrangian particles

實驗結果表明,到了夏季大部分拉格朗日粒子仍然在北黃海,但受環流結構影響,已有少部分粒子經過渤海海峽進入渤海,進入到夏季冷水帶的南側海域(見圖8(f)),且主要分布在底層。圖9展示了渤黃海夏季底層環流結構,由于北黃海夏季底層為氣旋式環流結構,因此粒子可被運輸至遼東半島南部沿岸,又因為渤海海峽北側為入流結構,因此粒子通過遼東半島南部沿岸流進入渤海內部,在進入渤海內部后,又會受到渤海內部順時針環流結構的影響,從而被運輸至渤海夏季冷水帶的南側海域,具體軌跡如圖9中箭頭所示。因此,夏季底層冷水帶南側低溫水的來源之一是北黃海的冷水。由于在本文模式開邊界條件中僅有水位驅動,因此北黃海冷水進入渤海主要是潮余流的結果。

(圖中箭頭為進入渤海的拉格朗日粒子運動軌跡。The arrow in the figure is the movement track of Lagrangian particles entering the Bohai Sea.)圖9 渤黃海夏季底層環流場Fig.9 Bottom circulation field in the Bohai Sea and the Yellow Sea in summer

2.5 渤中淺灘對夏季底層冷水帶結構的影響實驗

2.1章節的實驗結果證明渤海夏季底層冷水帶中的低溫水主要來源于冬季殘留的冷水,但是不能解釋渤海夏季底層冷水帶以及渤中淺灘暖中心的形成機制。渤中斷面中存在的“非對稱雙中心冷水”結構在歷次海洋調查資料中都有體現,雖然兩個低溫中心的核心溫度在每次調查結果中都不盡相同,但卻都表現出了北側洼槽處的海溫低于南側洼槽處的特征,而且渤海底層海溫分布特征與渤海水深特征相似,因而猜想渤海夏季底層冷水帶較低的海溫很有可能與較大的水深導致的大熱容量有很大關系,渤海南、北兩處洼槽地形特征產生的熱容量的區域差異是形成“非對稱的雙中心冷水”特征和結構的主要原因,為驗證以上猜想,探討渤中淺灘對形成渤海夏季底層冷水帶結構的作用,分別設計對比實驗1和對比實驗2。對比實驗1將渤中淺灘海域小于30 m的水深設置為30 m,以此縮小渤中淺灘與周圍冷水帶水深的差距;對比實驗2將渤中淺灘北側水深設置為與南側水深基本一致,最大水深限制在25 m;標準實驗則是采用真實地形,三組實驗除地形設置有差別外其余配置完全一樣。

圖10和11分別展示了對照實驗1和對照實驗2的6、7月渤海底層溫度模擬結果。對照實驗1的模擬結果顯示,在對渤中淺灘的地形進行加深之后,渤中淺灘區域的模擬溫度顯著降低,6月底層結果(見圖10(b))表明暖中心現象不再明顯,但仍能看出底層的“非對稱雙中心冷水”結構,7月底層結果(見圖10(e))表明暖中心現象基本消失。由圖10(c)和10(f)的作差可以看出,在未進行地形更改的其他海域,標準實驗和對照實驗1的溫度差基本為0,而在渤中淺灘海域,6月底層溫度差值最大為1.2 ℃,7月底層溫度差最大為3.6 ℃。渤中淺灘附近,7月的月平均差值結果大于6月,說明隨著海水溫度升高,由地形引起的溫度改變越來越明顯。綜上所述,渤中淺灘水深相對于南北兩側較淺是形成渤中淺灘暖中心的主要原因。

((a)和(d)為標準實驗6、7月底層月平均溫度;(b)和(e)為對照實驗1的6、7月底層月平均溫度;(c)和(f)分別為標準實驗減去對照實驗1的結果。(a) and (d) are the monthly average temperature of the bottom layer in June and July of standard experiment; (b) and (e) are the monthly average temperature of the bottom layer in June and July of control experiment 1; (c) and (f) are the results of standard experiment minus control experiment 1 respectively.)圖10 標準實驗和對照實驗1 6、7月底層月平均溫度Fig.10 The monthly average temperature of the bottom layer in June and July of standard experiment and control experiment 1

((a)和(d)為標準實驗6、7月底層月平均溫度;(b)和(e)為對照實驗2的6、7月底層月平均溫度;(c)和(f)分別為標準實驗減去對照實驗2的結果。(a) and (d) are the monthly average temperature of the bottom layer in June and July of standard experiment; (b) and (e) are the monthly average temperature of the bottom layer in June and July of control experiment 2; (c) and (f) are the results of standard experiment minus control experiment 2 respectively.)圖11 標準實驗和對照實驗2 6、7月底層月平均溫度Fig.11 The monthly average temperature of the bottom layer in June and July of standard experiment and control experiment 2

對照實驗2的模擬結果顯示,在對渤中淺灘北側的地形進行填補變淺之后,渤中淺灘北側的模擬溫度顯著升高,6月底層結果(見圖11(b))的溫度分布特征基本與標準實驗一致,渤中淺灘暖中心溫度不變,北側冷水中心溫度仍然略低于南側冷水中心;7月底層結果(見圖11(e))的“非對稱冷水結構”發生改變,此時北側冷水中心與南側冷水中心接近一致,基本都為16 ℃,且渤中淺灘暖中心溫度不變。由圖11(c)和11(f)的作差可以看出,在未進行地形更改的其他海域,標準實驗和對照實驗1的溫度差基本為0,在地形填補的渤中淺灘北側,相較于標準實驗,對照實驗2的6月底層最大升溫為1.1 ℃,7月底層最大升溫為2.5 ℃,整體上7月底層平均溫度改變值仍然大于6月。綜上所述,渤中淺灘北側水深大于南側水深是形成“非對稱雙中心冷水”的主要原因。

圖12展示了標準實驗與兩組對照實驗的流場以及作差結果,當渤中淺灘與其北部洼槽的地形被改變后,模擬得到的環流場的分布特征也相應發生了變化。圖12(b)和12(d)結果表明,當增加渤中淺灘的水深后,此處原來的橢圓狀順時針大流環結構發生改變,中心流速減小,四周流速增加,而且流環范圍擴大,從而使南北兩測洼地冷水與渤中淺灘的暖水熱平流作用增加,降低渤中淺灘處的海溫。圖12(c)和12(e)結果表明,當減小渤中淺灘北側洼槽的水深后,遼東灣西岸的東向流增強,由于夏季渤海沿岸處的海溫較高,由遼東灣西岸處流向北側洼地處的東向流帶來的溫度熱平流作用必然會升高冷水帶北部的海溫。

((a)為標準實驗環流場;(b)對照實驗1環流場;(c)為對照實驗2環流場;(d)為標準實驗減去對照實驗1的流場結果;(e)為標準實驗減去對照實驗2的流場結果。(a) is the standard experimental current field; (b) is control experiment 1 current field; (c) is the current field of control experiment 2; (d) is the current field result of standard experiment minus control experiment 1; (e) is the current field result of standard experiment minus control experiment 2.)圖12 渤海夏季底層流場及作差結果Fig.12 The bottom current field in the Bohai Sea in summer and its difference results

3 夏季底層冷水帶形成機制分析

凈熱通量主要為反映海洋與大氣之間熱收支平衡狀況的通量,它是海氣相互作用研究中的一個重要參量。海表凈熱通量收支方程一般表示為

Qnet=Qhw+Qsw+LH+SH。

(2)

式中:Qnet為凈熱通量;Qhw為海面凈長波輻射;Qsw為進入海面的太陽短波輻射;LH為潛熱通量;SH為感熱通量,在本文中,凈熱通量為正值時,代表海洋從大氣中吸收熱量,為負值時代表海洋損失熱量。

渤海在一年之中春夏季的4—8月為海洋凈得到熱量,此時海氣界面獲得的短波輻射較強,而向上的長波輻射、感熱通量和潛熱通量較小,因此升溫明顯。從9月到次年3月為海洋失去熱量,渤海降溫明顯[16-17]。圖13(a)展示了2016年渤海夏季6—8月的日平均凈熱通量,在渤海內部,凈熱通量均為正值,基本都在75 W/m2以上,由于地理緯度差異,由北向南逐漸增加,但總體上差異不大,該結果說明渤海從大氣中接收的熱量在區域上差異不明顯。

圖13 渤海夏季混合層分布(a)和平均凈熱通量分布(b)Fig.13 Summer mixed layer distribution (a) and average net heat flux distribution (b) in the Bohai Sea

海洋上層的混合層在研究大氣和海洋動量和熱交換方面具有重要意義[18],混合層的深度通常被定義為海表附近溫度或密度垂直梯度小于某一判據的那一層的深度[19],混合層底的季節性溫躍層可以阻擋熱量進一步下傳。本文根據界值差定法計算了渤海夏季6—8月的平均混合層深度[20],如圖13(b)所示。由于遼東灣、渤海灣、萊州灣近岸處水深較淺,混合層可達底層,不存在明顯的溫度垂向變化,因此未展示三灣近岸處的混合層深度。渤海夏季混合層深度分布特征與水深分布特征相似,渤中淺灘混合層深度較淺,平均只有5.4 m,平均水深為18 m;渤中淺灘北側冷中心所在海域的平均混合層深度為10.6 m,平均水深為32 m;南側冷中心所在海域的平均混合層深度為8.7 m,平均水深為26 m,因此渤中淺灘溫躍層以下的水體厚度相較于周圍海域最小。

由于渤中淺灘的混合層深度和溫躍層下的水體厚度均小于周圍的夏季冷水帶海域,混合層深度小,從表層傳至溫躍層下水體的凈熱通量更大,而溫躍層下的水體厚度小則擁有較小的熱容量,從而使渤中淺灘底層海水升溫更快。最終在渤海底層形成以渤中淺灘為暖中心,四周被冷水包圍的夏季底層冷水帶結構。渤中淺灘南側冷中心混合層深度、溫躍層下的水體厚度均小于北側冷中心,因此南側溫度高、北側溫度低,呈現“非對稱雙中心冷水結構”。

同時由圖12的流場分析結果可知,渤中淺灘及其周圍的地形分布特征有助于維持以渤中淺灘為中心的橢圓狀順時針流環結構,從而減少渤中淺灘的暖水與周圍冷水的熱平流作用,因此渤中淺灘對該區域的暖水及夏季冷水帶有一定維持作用。

綜上所述,渤中淺灘的地形特征所產生的熱力學效應是形成渤中淺灘為暖中心,四周被冷水包圍的夏季底層冷水帶結構的主要原因,渤中淺灘對環流的影響則對夏季底層冷水帶結構有維持作用。

4 結論

本文基于FVCOM海洋模式,從數值上重現了夏季渤海底層以渤中淺灘為暖中心,四周被冷水包圍的溫度分布變化特征。通過設計保守物質示蹤實驗和拉格朗日粒子追蹤實驗,分析了渤海夏季底層冷水帶的來源;通過設計地形實驗,分析了渤中淺灘對夏季冷水帶結構的影響,并討論了形成機制,得出的結論如下:

(1)由保守物質示蹤實驗可知,渤海夏季水交換能力較低,從2016年3月1日—9月1日,渤海與北黃海的整體水交換率為13.7%,絕大部分海水仍保留在渤海內部,且在研究時間段內,夏季底層冷水帶北側、東側、西側的保守物質濃度基本不變,南側保守物質濃度略微下降,因此夏季底層冷水帶北側、東側、西側低溫水來自渤海內部,南側低溫水則是內部渤海冷水與黃海冷水相結合的結果;由拉格朗日粒子追蹤實驗表明:夏季底層冷水帶南側低溫水除了是渤海內部殘留冷水的結果外,北黃海冷水入侵也對其有一定貢獻。綜合分析,渤海夏季底層冷水帶的主要來源是渤海冬季殘留的冷水。

(2)地形實驗表明,渤中淺灘水深較淺,四周較深的環形海槽是形成渤海夏季底層冷水帶結構的主要原因,渤中淺灘兩側洼槽“北深南淺”的地形分布特征是造成渤海夏季底層冷水帶北部海溫低于南部的原因。夏季底層冷水帶的形成機制為:渤中淺灘的混合層深度小于周圍海域,混合層溫度偏高,從大氣中接收的凈熱通量傳輸到溫躍層下水體的量值更大,且混合層以下水層較薄,海水熱容量較小,因此渤中淺灘的底層海水升溫更快,最終在渤海底層形成以渤中淺灘為暖中心,四周被冷水包圍的夏季底層冷水帶結構;而且渤中淺灘及其周圍的地形分布特征有助于維持渤海中部的橢圓狀順時針流環結構,從而減少渤中淺灘的暖水與周圍冷水的熱平流作用,因此渤中淺灘對該區域的暖水及夏季冷水帶有一定維持作用。

致謝：本文的計算資源由海洋高等研究院大數據中心超算平臺提供,在此表示感謝!