谭 伟 左军成 李 娟 陈美香 杨逸秋

(1. 河海大学 南京 210098; 2. 国家海洋局南海预报中心 广州 510310; 3. 国家海洋环境预报中心 北京 100091)

潮流是潮波运动的一种表现形式。20世纪80年代以来, 对东中国海潮流的研究从传统的观测分析向数值模拟发展(万振文等, 1998; 沙文钰, 2000)。采用数值模式计算东中国海的全日及半日潮流, 证实M2分潮流在北黄海山东北部近海及南黄海北部海域各存在一个圆流点(赵保仁等, 1994)。随着高性能计算机的发展, 为了能更精确地反映潮流的运动规律,潮波数值模拟已经从二维模型发展到三维模型(万振文等, 1998; 王凯等, 1999; 沙文钰, 2000; 朱学明等,2012)。利用POM三维数值模式模拟东中国海潮波系统, 发现 M2分潮在舟山群岛附近存在一个圆流点,M1分潮在黄海北部和台湾海峡各存在一个圆流点(万振文等, 1998)。采用高分辨率三维模式进行模拟, 可以解释辽东湾中M2分潮无潮点的出现以及黄海中出现的流速上下一致的现象(Guo et al, 1998)。

在近岸海域, 由于水深、地形、纬度不同和天体引潮力的驱动使潮流能量存在显著的区域差异(Bruno et al, 2000; Tsimplis, 2000), 例如, 在直布罗陀海峡、海底门槛以半日分潮M2和S2为主, 而从德克萨斯州到美国路易斯安那州的大陆架则以全日分潮K1为主(DiMarco et al, 1998)。北海潮流垂向剖面观测结果表明, 潮流振幅随着水深的增大表现出减小的趋势, 潮流位相随着水深的增大而增大, 由于对潮流垂向结构的分辨率较低, 因此不能很好地分析研究潮流的垂向结构及影响因素(Maas et al, 1987)。影响潮流结构的主要因素有摩擦力、层化和低频海流的波动(Souza et al, 1996), 其中, 底摩擦力显著影响潮流的垂向结构和流速大小(Fan et al, 2009), 在黄海,底摩擦效应会使 M2分潮流的流速迅速减小 20%—40%以及海洋底部的 M2分潮流的位相增加 15—20min。在浅水海域, 地形是引起潮流垂向结构变化的主导因素, 层化主要影响潮流的垂向切变和季节变化(Lee et al, 2011), 在墨西哥瓜伊马斯湾, 层化会导致全日潮流在海洋上层逆时针旋转, 而在海洋下层则是顺时针旋转(Gómez-Valdés et al, 2012)。

在潮流垂直结构中, 分潮流最大流速发生时刻随深度的加深而不断提前, 不仅与摩擦有关, 而且还受到水深以及科氏参量的影响(叶安乐, 1984a)。水深较浅的海域, 上层最大潮流时刻随深度的变化率绝对值较大, 而水深较深的海域, 上层最大潮流时刻变化率的绝对值较小, 两者在底层的变化率都比较接近(方国洪, 1984; 叶安乐, 1984a)。当科氏参量f大于分潮角速率σ时, 潮流最大流速方向随着深度的增加向左偏(Fang et al, 1983; 叶安乐, 1984b)。外力强迫下,层结的海洋会激发出各种形式的内波, 自由传播的内波其低频部分的构成必须与浮力频率所决定的一组本征模态相符合(方国洪, 1984)。海洋内部波动模态可以改变海流的垂直结构, 使海流表现出很强的斜压性(叶安乐, 1984c), 在直布罗陀海峡, 垂向剖面中的内波模态可以解释潮流半长轴的位相随深度的变化(Tsimplis, 2000)。Zuo等(2007)利用一个月的海流观测数据, 分析得到葡萄牙北部大陆架海域的潮流特征, 并使用 PWP模式探讨风应力对流速的影响。在东海大陆架边缘海域潮流椭圆随深度旋转, 且潮流以顺时针旋转为主, 反映了潮流是正压流的特点(Li et al, 2012)。

这些研究成果加深了人们对东中国海潮波的认识。但已有的东海实测潮流资料主要集中于近岸海域和东北部海域, 东海东南部大陆架边缘海域的实测潮流资料还比较少。本文利用 973计划“近海及邻近大洋动力环境低频变异的可预测性研究”项目投放在东海的海床基观测系统得到的 6个多月的实测潮流数据, 研究该海域的潮流垂向结构, 探讨层化对潮流垂向结构的影响。

图1 观测站点的位置和东中国海水深(单位: m)Fig.1 The observation site and bathymetric map of the Bohai Sea, Yellow Sea, and East China Sea

1 数据

海流资料来源于东海海床基观测系统的 ADCP(声学多普勒流速剖面仪) 观测结果。观测点位于东海大陆架边缘海域(26°30.052′N, 122°35.998′E), 水深约为113m(图1)。采样时间从2008年9月20日5:30到2009年4月22日11:00, 实际有效观测时间是从2008年9月20日6:00到09年4月6日7:00, 采样时间间隔为10min, 有效数据共28519组。垂向空间采样间隔为8m, 共13层, 实际可供分析的连续资料有 11层, 分别位于 24、32、40、48、56、64、72、80、88、96m和104m层上。由于天气和仪器原因, 海流数据在不同的时间段和不同层次皆有缺测, 缺测部分用邻近时刻观测值线性内插加以弥补。水深资料来源于海军航海保证部提供的海图水深。本文采用的Argo温盐数据是基于Argo浮标资料、Triangle Trans-Ocean Buoy Network(TRITON)和CTD数据进行融合插值后形成逐月的格点数据, 空间分辨率为 1°×1°,垂向 25层分别为10、20、30、50、75、100、125、150、200、250、300、400、500、600、700、800、900、1000、1100、1200、1300、1400、1500、1750m和 2000m, 时间从 2001年 1月开始, 下载网址为http://www.argo.ucsd.edu/Gridded_ fields.html。本文选取的是观测点附近的一个格点(26.5°N, 122.5°E)上125m层的温盐数据, 时间段是 2008年 9月至 2009年4月。

2 分析结果

2.1 密度的垂向结构

夏季, 充分的潮汐能和太阳热能传输到海洋表层, 导致大陆架海洋层化加强(Howarth, 1998)。图 2给出了利用观测点附近的Argo温盐数据计算得到的位势密度的垂向分布(2008年9月到次年4月)。除9月份外, 上混合层密度的垂向分布相对比较均匀, 而在密度跃层, 海水密度随深度的增加显著增大, 密跃层以深密度增大的趋势减缓, 到底层密度达到最大,而9月份海水上层温度仍比较高, 密度较低, 层化加强, 密跃层强度大, 几乎没有上混合层的存在, 海水密度在整个深度上递增。随着时间推移, 海水上层温度降低, 密度逐月增大, 出现上混合层, 并且随着对流混合的加强, 上混合层有逐渐加深的趋势, 到次年2月份密度达到最大, 密跃层几乎消失, 海水密度在整个深度上变化较小。3月份密度垂向结构与2月份相近, 但上层海水密度开始减小, 到4月份上层海水密度已明显减小, 跃层重新出现。

图2 观潮点附近的位势密度垂向分布Fig.2 Profiles of the potential density nearby the observation site

图3 观测点的浮力频率垂向分布Fig.3 Profiles of the buoyancy frequency nearby the observation site

2.2 平均流

本文分别对海流的x方向流速U分量和y方向流速V分量在观测期间跃层强度最大的9月份和最弱的2月份做时间平均(图4), 在各观测层上U分量明显大于V分量, 海流基本为偏东的东北向流。海洋密度层结对流速结构的影响非常明显, 9月份几乎不存在上混合层, 在56m以浅U分量随深度的增加而增大, 在跃层最强处达到最大, 跃层以深流速变化较小,在底层, 流速因受底摩擦的影响而迅速减小; 2月份,位势密度跃层最弱(图1), U分量只在近底层迅速减小,在其它深度上变化不大(图4)。与U分量类似, V分量的变化同样以56m为界。56m以浅V随深度略微减小; 在跃层以深, 9月份V分量随深度的增大而增大,而2月份变化很小; 9月份和2月份V分量在底层都迅速减小。以上结果表明该海域海流的动量受到密度层结的约束, 层化加强减小了动量和质量的垂向湍流交换, 导致密度垂向微分在层化处加强(Howarth,1998)。图 3中浮力频率在密跃层深度处最大也可以由此得到解释。

2.3 观测点的潮流调和分析

2.3.1 垂向平均潮流 原始观测的流速中包含潮流成分, 潮流的调和分析可以对实测潮流按各天文分潮的频率进行分离。为了除去高频噪音, 取 60min滑动平均, 采用Pawlowicz等(2002) 提供的潮流调和分析, 在 95%的置信度下得到垂向平均的 O1、K1、M2和S2这4个主要分潮的潮流椭圆要素(表1), 并绘制潮流椭圆(图 4)。潮流椭圆短轴为正值, 表示潮流矢量随时间逆时针旋转, 短轴为负表示潮流矢量随时间顺时针旋转。从表1和图5中可以明显看出, 观测站点以半日潮流为主, M2分潮最大, 其次为S2分潮,K1和 O1分潮则相对较小。潮汐性质比为0.12, 小于0.5, 说明该观测点所在海域为正规半日潮海域。除了 O1分潮外, 其余 3个分潮的潮流椭圆均做顺时针旋转。这4个主要分潮的长轴指向基本一致, 均是西北—东南方向。

图4 观测点海流的U、V分量在9月份和2月份的垂向分布Fig.4 Profiles of the time-averaged U and V components of observed currents in the September and February nearby the observation site

表1 主要分潮的垂向平均潮流椭圆参数Tab.1 The vertical average tidal current ellipse parameters of the main constituent

2.3.2 潮流的垂向结构 在浅海海域层化能显著影响潮汐混合和潮流的垂向结构, 层化的影响是减小密度跃层内的扰动/湍流, 导致潮流振幅、位相和倾角在通过密度跃层时发生较大改变(Howarth, 1998)。

本文对9月、12月、次年2月和4月这4个典型月份的潮流进行调和分析, 得到主要分潮M2和K1的潮流椭圆要素, 并给出椭圆要素的垂向分布。

(1)椭圆长轴的垂向结构

图6给出了M2和K1分潮的潮流椭圆长轴的垂向分布。半日分潮M2潮流的最大流速(30—60cm/s) 远远大于全日分潮K1(2—12cm/s), 9月份, M2分潮流的长轴在80m以浅的深度上变化不大, 在43cm/s 附近振荡, 从表层开始先随深度的增加略微增大, 在 32m处存在一个极大值, 然后随深度的增大而减小, 在密跃层深度(48m)处有一极小值, 再然后随深度显著增大, 在 88m处达到最大值为 47.44cm/s, 由于受底摩擦的影响, 在近底层迅速减到最小为37.07cm/s(图6),这与方国洪得到的理论结果吻合(方国洪, 1984)。12月份, M2分潮流的长轴的垂向结构与9月份相近, 但随着冬季的到来, 对流混合加强, 密度跃层强度减弱,相比9月份, M2分潮流的长轴在整个深度上减小, 且在80m以浅的深度上垂向变化与9月份类似, 但变化幅度略小(图6)。2月份, M2分潮流的长轴在垂向上几乎没有变化, 大小和12月份相当; 2月过后, 整个深度上的M2长轴开始增大, 4月份的长轴已明显大于9月, 80 m以浅的垂向变化率也在增大, 并且伴随着跃层的形成及加深, 极大、极小值出现的深度也随之下移(图 6); 另外, M2分潮流的长轴由于受底摩擦的影响在近底层迅速减小(Souza et al, 1996)。

图5 垂向平均潮流椭圆Fig.5 Vertical average current ellipse nearby the observation site

图6 潮流椭圆半长轴的垂向分布Fig.6 Profiles of major axes of current ellipse nearby the observation site

图7 潮流椭圆率的垂向分布Fig.7 Profiles of tide ellipticity nearby the observation site

全日分潮流 K1的长轴大体表现为随深度增加而递减的趋势, 各个月份的K1长轴在64m或72m层处有一个明显的极小值, 然后随深度增加而增大, 接近海底的深度上迅速减小, 最小可达2—3cm/s。全日潮流的强流会在上混合层出现的部分原因是日周期的冷却、加热以及风混合的共同作用(Price et al, 1987) ,这在一定程度上也解释了图6中上混合层的K1长轴在2月最小, 之后开始增大这一现象。

(2)椭圆率的垂向结构

椭圆长半轴与短半轴的比值被定义为椭圆率。椭圆率为正表示潮流按逆时针方向旋转, 为负表示潮流按顺时针方向旋转, 椭圆率为0表示往复流, 此时潮流椭圆退化成线段, 为1或–1时表示椭圆变成圆周(DiMarco et al, 1998)。潮流椭圆率k随深度增加而增大, 当上层潮流左旋(k＞0) 时, 到下层椭圆将变的较圆(k≈1); 当上层潮流右旋(k＜0) 时, 到下层椭圆将变的较扁(k～0) , 甚至有可能变成左旋(k＞0) ( Fang et al,1983)。M2半日分潮的椭圆率始终为负值, 并且变化很小, 均在–0.2-0之间变化, 说明 M2潮流椭圆在整个深度上顺时针旋转, 并且椭圆较扁, 9月份的M2潮流在密度跃层(56m) 处几乎退化为往复流(图7)。

K1全日分潮的椭圆率随接近海底而呈现出波动增加的趋势, 上层椭圆率 k为负, 潮流顺时针旋转,在底层 9月份的椭圆率接近 0, 其余月份均为正, 即底层潮流椭圆变的较扁, 甚至是逆时针旋转(图 7),与方国洪(1984) 得到的理论结果一致。在 9月和 4月层化较强的月份, 椭圆率在密跃层以深到 88m处在0附近出现震荡。

(3)椭圆倾角的垂向结构

对于固定观测点, 由于密度水平差异产生的斜压海流导致潮流椭圆倾角θ随水深发生旋转, 且倾角的垂向结构与科氏力也有关。当相应的天文潮频率σ大于局地惯性频率 f时, 椭圆长轴方向变化不大, 如水深足够大, 从表层到中层潮流椭圆略向右偏转, 到底层又有向左偏回来的趋势; 当 σ小于或等于 f时,随着水深的不断加深, 最大流速方向逐渐向左偏(方国洪, 1984; 叶安乐, 1984)。该观测点( 26°30.052′N,122°35.998′E) 的局地惯性频率 f=0.0373/h, 而 M2天文分潮频率天文潮频率大于局地频率f, M2倾角先向右略偏, 密跃层以深至底层左偏; K1天文分潮频率与局地惯性频率f相近,除4月份外, K1倾角随着接近海底明显左偏, 与上述理论结果吻合, 4月份相对异常分布的原因还需进一步的探讨(图8)。

图8 潮流椭圆倾角的垂向分布Fig.8 Profiles of tide ellipse inclination nearby the observation site

3 结论

观测点位于东海大陆架边缘海域, 它的潮流特征能够反映该海域的潮流特点, 本文利用 Argo数据分析观测点附近位势密度的垂向结构; 基于观测点 6个多月的ADCP海流数据分析研究了观测点潮流的垂向结构及层化对其垂向结构的影响, 得到以下结论

(1)海水密跃层在9月份强度最大, 此时, 位势密度在表层最大, 并随着深度的增加而逐渐递减; 随着冬季的到来, 对流混合逐渐增强, 最终在整个深度上混合均匀, 此时密度跃层消失, 而位势密度逐渐增加,到次年2月份达到最大; 从4月份开始, 海水位势密度明显减小, 密度跃层重新出现。相应的浮力频率在夏季达到最大值冬季最小, 且在各个月份的密度跃层深度处最大。

(2)观测点海域的潮汐性质比为 0.12, 属于正规半日潮海域, 其中M2分潮最大, S2次之, K1和O1相对较小; 4个分潮的最大流速方向基本一致, 均为西北－东南方向; 分别对4个典型月份的海流数据进行潮流调和分析, 得到 M2和 K1分潮流的潮流椭圆要素,发现本文结果与前人的理论结果吻合较好。

a. M2分潮流椭圆长轴的垂向结构在各个月份相近, 潮流椭圆长轴在 88m 以深直到底层由于底摩擦的影响迅速减到最小。冬季随着对流混合增强, 海水层化减弱, 潮流椭圆长轴在整个深度上同步减小; 从3月份开始, 潮流椭圆长轴开始逐渐增大, 到 4月份达到最大。K1分潮的潮流椭圆长轴在上混合层较大,可能与日周期的冷却、加热和风混合的共同作用有关,与M2相似, K1分潮的潮流椭圆长轴在底层达到最小。

b. M2分潮的潮流椭圆率在整个深度上变化不大,且在各个月份变化相似; 在海水层化效应较强的月份, K1分潮的潮流椭圆率在整个深度上在0值附近振荡随接近海底而增加, 这与方国洪的理论结果吻合。

c. 潮流椭圆倾角的垂向结构与相应的天文潮频率 σ和局地惯性频率f的相对大小有关。观测点M2分潮的频率大于f, M2分潮流的椭圆倾角先向右略偏, 在密跃层以深海域向左偏; K1分潮的频率与局地惯性频率f相近, 潮流椭圆倾角接近海底时明显左偏。

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