张 丛 鲍献文 丁 扬① 毕聪聪 万 凯

(1. 中国海洋大学海洋与大气学院 青岛 266100; 2. 中国海洋大学物理海洋教育部重点实验室 青岛 266100;3. 国家海洋局北海海洋工程勘察研究院 青岛 266061)

南海是太平洋西部最大的边缘海, 由广阔的陆架、狭窄而陡峭的陆坡以及较深的中央海盆构成。南海北部海区一般指 106°—121°E, 17°—24°N 的区域(图 1), 东部通过吕宋海峡与太平洋相连, 东北部经台湾海峡与东海相接。南海北部海区海流变化复杂,受海底地形、海表面强迫(季风、热通量、蒸发和降水)、潮流、地表径流以及周边海峡水交换等诸多因素影响。

已有的观测及研究表明, 南海北部潮流受四个主要分潮(K1、O1、M2和 S2)控制(Fang et al, 1999; Duda et al, 2004), 正压和斜压潮流均以全日潮为主(邱章等, 1999, 2000; 司广成等, 2012), 内潮的潮流振幅存在显著的空间变化(张效谦等, 2005)。方文东等(2000)发现1998年5—6月东沙以南陆坡附近低频流的性质与夏季风场引起的直接效应不一致。Yang(2006)利用低通滤波的方法对南海北部陆架处的海流观测资料进行了分析, 认为冬季逆风流不是持续存在的, 是由东北风松弛引起的。杨庆轩等(2008)利用旋转谱和频率波数谱等方法对南海北部定点锚系海流观测资料进行分析, 发现正压和斜压的全日潮和半日潮的振幅及潮流能量均存在明显的周期性振荡。何琦等(2012)利用调和分析的方法对南海北部陆架陆坡区的海流观测资料进行研究, 发现陆坡区的定常余流存在明显的季节变化, 而陆架区余流具有明显的逆风性。熊学军(2013)通过分析2006—2007年冬季近两个月的潜标观测结果, 发现冬季该海域流动基本为西南向, 北向和东北向流出现的时间很少。Li等(2014)分析了南海北部陆架区锚系 ADCP(acoustic doppler current profiler)海流资料, 认为2009—2010年冬季南海北部陆架上的流动是风和中尺度涡共同驱动的结果。传统观点认为南海暖流主轴大致位于南海北部陆架坡折带(管秉贤, 2002), 该区域流动明显受到沿陆坡向西南方向传播的中尺度涡影响, 其特征和动力机制成为近年来学者关注的热点。但南海北部的海流观测资料主要来源于短期走航测流或周日连续锚定观测, 长期定点观测资料较少, 且大都限于水深较浅的陆架区域。由于陆架坡折带处海底地形变化剧烈,数值模型对该区域流动的模拟结果存在较大的偏差(Xue et al, 2004), 因此较长期的海流观测资料对研究该海域的流动特征具有重要的意义。本文利用 1987年8月至1988年1月南海北部东沙以西位于陆架坡折带处的定点海流连续观测资料, 研究了该区域的定常余流、潮流和低频流的特征和季节变化规律, 初步分析了观测期间北向流出现的动力机制。

图1 南海北部区域Fig.1 The northern South China Sea (contours, observation site (asterisk) and reference site (dot))

1 资料与方法

1.1 资料获取

1987年8月13日至1988年2月5日在东沙以西位于 20°49′N, 115°41′E 的 C1 站安放安德拉 RCM-4型海流计进行三个阶段的锚系海流观测。C1站水深约 340m, 观测站位置如图 1所示。观测采样间隔为15min, 垂向采样层次为 50、100、200和 300m。对海流数据进行质量控制剔除缺测和奇异值后, 选取了1987年8月14日至1988年1月31日每层16416个有效海流数据进行分析。同时还获得了 50m层的温盐观测资料。选取空间分辨率为0.25°×0.25°, 时间分辨率为 6小时的 CCMP(Cross-Calibrated Multi-Platform)风场数据(Atlas et al, 2011)与海流观测资料进行相关性分析。OFES(Ocean General Circulation Model for the Earth Simulator)模型是基于 MOM3(Modular Ocean Model ver.3)开发的全球海洋环流模型, 水平分辨率为0.1°×0.1°, 垂向分为54层, 能够较好模拟涡旋尺度的海洋动力过程。因此选用OFES模型后报的温盐、海流及海表面高度数据对 1988年 1月次表层出现北向流的动力机制进行分析。

1.2 分析方法

旋转谱分析能够较好的确定海流顺时针和逆时针旋转的能量, 并能清晰的显示海流信号的显著周期(Ding et al, 2013)。本文通过对海流观测资料进行旋转谱分析, 确定其主要频率和能量信号。

以海流北向分量v(t, z)为例, 采用调和分析方法可将海流分解为

另外, 利用pl66tn滤波器(Beardsley et al, 1983)对各层海流和风资料进行 40小时的低通滤波, 得到去除潮流和惯性振荡等高频信号的低频流和风的时间序列, 并分析了次表层低频流的特征及其与海表面风的相关关系。

2 结果与分析

2.1 潮流特征分析

2.1.1 旋转谱分析 图 2为四个观测层次海流时间序列的旋转谱密度分布, 各层谱密度值均高于95%置信水平。分析结果显示, 各层海流具有相似的能量分布; 谱密度存在日周期和半日周期两个显著的频率峰值; 日周期频率的谱峰密度明显高于半日周期, 说明 C1站处潮流以全日分潮为主; 各层潮流顺时针方向旋转的能量明显高于逆时针方向, 说明潮流在 C1站处主要为顺时针运动; 日周期的信号在垂向上显现出近表层和近底层能量高、中层能量低的分布规律; 100和 200m层存在频率约为 0.75cpd(cycles per day)的谱峰信号, 与C1站处的理论惯性频率(f≈0.712cpd)相近, 其能量值高于半日周期频率的能量值, 说明C1站处中间层存在较明显的惯性振荡。

图2 50、100、200和300m层海流旋转谱Fig.2 Rotary spectra of currents measured at depths of 50, 100,200, and 300m

2.1.2 调和分析 8月中旬至翌年1月各层定常余流如图3所示。8月下旬各层流速在垂向上变化不明显, 50和100m层流向为西偏北向, 而200和300m层为西偏南向; 9月50和100m层流速较小, 各层流向随深度变化不大; 10月50、100和200m层流速和流向变化均不明显, 而近底层出现一个较小的反向流动; 11月和12月各层流速随深度都呈现减小的趋势,流向在垂向上变化不明显, 12月东北风较强, 50和100m层流速较大, 均超过20cm/s; 1月流速在100和200m层较大(超过15cm/s), 而50和300m层较小, 流向基本不随深度变化。站位处理论 Ekman深度约为110m, 但100m层流动较50m层没有明显的旋转, 说明上层定常余流除了受海表面风影响外, 还受该处海水温盐结构、黑潮入侵以及涡旋等其他因素的影响(Cai et al, 2002; Hsueh et al, 2004; Xue et al, 2004)。综上所述, 除10月300m层外, 各月定常余流基本为西向流动, 垂向上具有较强的正压性。除个别时段外,各层流速和流向随时间变化不明显。观测站位于传统的冬季逆风流流区, 但是从定常余流中没有发现持续存在的冬季逆风流。以上结果与何琦等(2012)B站(见图1)50m层以下的观测结果相符。

将海流各个组分分解为沿岸线和垂直于岸线方向的分量, 各组分能量与实测海流平均动能的比值列于表2, 其中u和v分别代表观测流各组分的沿岸线和垂直于岸线方向的分量; E( u)、、、E(Δ u)分别代表沿岸线方向的实测海流、定常余流、潮流、剩余流的能量值。结果表明, 在垂直于岸线的方向上, 海流能量主要由潮流和剩余流组成; 由于各层全日分潮的主轴多为西北—东南向, 因此垂直于岸线方向的潮流能量比例大于沿岸方向; 定常余流的能量主要集中在沿岸线方向, 说明定常余流的流向基本与岸线平行; 剩余流能量所占的比例较大, 可达海流总能量的 50%左右, 说明陆架坡折带处海流受短时间尺度的外强迫影响显著。冬季近表层和近底层的潮流能量比例明显高于中层, 垂向特征与冬季K1分潮潮流椭圆垂向分布特征相似。冬季各月300m层潮流能量比例明显大于秋季, 说明冬季近底层K1分潮增强对于潮流能量贡献很大。

图3 各月50、100、200和300m层定常余流Fig.3 Monthly steady currents at depths of 50, 100, 200, and 300 m

表1 秋季(F)和冬季(W)各层潮流椭圆要素Tab.1 Elliptical parameters of tidal currents at different layers in autumn (F) and winter (W)

表2 1987年8月—1988年1月海流各组分能量比例Tab.2 Energy ratios of observed current components from August 1987 to January 1988

图4 秋季和冬季50、100、200和300m层4个主要分潮(K1、O1、M2 和 S2)的潮流椭圆Fig.4 Tidal ellipses for K1, O1, M2, and S2 constituents at depths of 50, 100, 200, and 300m

2.2 低频流特征分析

1987年8月至1988年1月低频风应力和低频流时间序列如图5所示。8月中旬至9月为季风转换期,风应力较弱且不稳定, 50和100m层流速和流向随时间变化显著; 而 200和 300m层主要为西南向流动,在 8月下旬流速和流向较稳定。10月各层流速和流向变化均十分剧烈, 50和100m层在短暂大风过程之后出现很强的西北向流, 且持续时间较长, 最大流速超过60cm/s; 200m层在10月下旬出现很强的西南向流, 随后很短时间内转为较强的东北向流。11月开始C1站处已经转为东北风, 整个冬季风速和风向一直较为稳定, 风应力最大可超过0.4N/m2; 从11月中旬开始, 50m层流动大部分为西南向, 流速最大约50cm/s, 在这期间偶尔出现偏北向流, 在1988年1月12日至17日最明显, 流速最大约为20cm/s, 流向呈现顺时针旋转的形态; 200和300m层流速明显小于上两层, 流向随时间变化明显; 200m层的流向出现一定周期性的摆动, 摆动的时间尺度约 5—7天, 主要介于西北向和西南向之间, 西南向流普遍强于西北向流。

图5 40小时低通滤波的50、100、200和300m层海流以及海表面10m处风应力矢量的时间序列Fig.5 The time series of 40h low-pass filtered wind stress vectors at 10m height and subtidal currents at depths of 50, 100, 200, and 300m

为研究 50m层低频流受海表面风的影响, 将低频流投影至平均流速的方向, 将风应力投影至与平均流速夹角为–180°—180°的范围, 分别计算了秋季和冬季 50m层低频流流速和投影至各方向的风应力分量之间的相关系数。图6为相关系数随滞后时间和风应力旋转角度的分布, 95%和99%置信度的临界相关系数分别为 0.27和 0.35。结果表明, 秋、冬两季50m层流速与海表面风应力的相关系数均大于临界值, 秋季相关系数为 0.5左右, 与冬季相比较弱, 固定的相关系数对应的夹角值随滞后时间变化较明显。冬季 50m层流速与风应力相关性较好, 相关系数最大值出现在流向与风应力方向夹角–30°到 60°之间的区域, 可超过 0.75; 由于冬季东北风风向较为稳定, 因此固定的相关系数对应的夹角值随滞后时间的变化不显著。综上所述, 秋、冬季海表面风应力对50m层流动影响均较明显; 由于冬季东北风较强且较稳定, 因此冬季 50m层流动对海表面风的响应更加显著。

图6 秋季和冬季50m层低频流和海表面10m低频风的滞后相关系数分布Fig.6 Correlations between observed subtidal currents at 50 m depth and surface wind stress at 10m height in autumn and winter

3 讨论

将 OFES模型模拟的海流、温盐结果与50m层的观测资料进行对比, 可以发现 11月中旬至翌年 1月中旬, 模拟结果基本能够反映观测站位处的温盐和流动特征(图7)。假定风应力和底摩擦是线性的, 并将压强梯度力分解为两部分, 分别由海表面倾斜和密度水平梯度控制, 不考虑扩散作用, 则分量形式的水平动量方程可表示为:

方程中x轴正向为东向, y轴正向为北向; (τsx, τsy)为海表面风应力; (τbx, τby)为底摩擦应力; H 为水深; η 为海表面高度起伏;为动力高度; ρ为海水密度,′。方程左边各项分别为(a)惯性项;(b)科氏力项; (c)海表面高度起伏引起的压强梯度力项; (d)密度水平梯度引起的压强梯度力项; (e)风应力项; (f)底摩擦项。

利用11月中旬至翌年1月中旬(图7中黑色虚线之间的区域)OFES模型模拟结果和观测的海流数据分别对50、100和200m层x、y方向水平动量方程各项的量级进行估算, 得到惯性项的量级约为 10–7, 风应力和底摩擦项约为10–6, 而科氏力和压强梯度力项约为10–5, 说明冬季各层流动主要受科氏力和压强梯度力控制, 具有较强的地转流特性。C1站处 50和100m层每3天平均的科氏力(Cori)、海表面高度引起的压强梯度力(Pssh)、密度水平梯度引起的压强梯度力(Pden)和压强梯度力(P=Pssh+Pden)的时间序列如图8所示。可以看出, 50和100m层科氏力和压强梯度力是动量平衡的主要项, P与Pssh同向, 说明P主要由Pssh决定, 而 Pden对动量平衡的贡献相对较小, 因此冬季上两层低频流正压性较强。图9是OFES模拟的C1站各月的密度剖面, 可以看出, 冬季混合层加深, 层结减弱, 因此上层流动的正压性增强。冬季 C1站在50—200m之间存在明显的密度跃层, 50和100m层处于跃层及以上, 而200和300m层处于跃层以下。这说明冬季低频流的垂向分布和随时间变化的趋势除了受东北风影响外, 还与海水层化结构有关。通过计算冬季200m层Pssh和Pden, 发现两者基本可以抵消,说明冬季密度跃层以下受压强梯度力和科氏力平衡控制的流动较小, 证明了密度跃层以下海水运动较弱且受海表面强迫影响很小。

图7 50m层OFES模拟结果与观测资料对比Fig.7 The observed and simulated time series of temperature, salinity, and current vectors at 50m depth

图8 50和100m层OFES模拟的水平动量方程各项的时间序列Fig.8 Time series of horizontal momentum terms in x and y directions from OFES at 50 and 100m depth

图10为OFES模拟的1988年1月6—21日C1站附近3天平均的50m层流场。模拟结果基本能够再现1988年1月50m层北向流出现的整个过程, 可以看出这期间有一个反气旋涡经过C1站。1月9日反气旋涡在C1站东侧形成, 沿等深线向西运动, 1月15日至18日其中心接近并经过C1站, 至1月24日完全离开C1站。在这期间反气旋涡的运动速度约为12—13cm/s, 与Rossby波在18°—22°N区域向西传播的相速度9—10±3cm/s一致(Wang et al, 2008)。在反气旋涡的作用下, C1站50m层流矢量呈顺时针旋转。从动量平衡分析结果(图 8)也可以看出, 在 1月份北向流存在的时段内, Pssh和科氏力项是50m层动量平衡的主导项, 说明 C1站的北向流主要受反气旋涡的控制。但这期间观测得到的 50m层流动并不完全沿海表面等高线运动, 且 1月21日反气旋涡还没有离开C1站时流动已经转为西南向。通过相关性分析得出, 50m层流速的北向分量与海表面风应力的相关系数最大值(大于 0.6)对应的风应力偏转角度(从正北方向逆时针旋转120°左右)与东北季风的风向差别不大,因此, 东北风风应力的大小对 50m层流速北向分量影响较大。图11为低频风应力的距平值与50m层低频流速北向分量的时间序列。可以看出, 11月中旬至翌年1月中旬(图11中黑色虚线之间区域)的大部分时段, 风应力的距平值与流速北向分量基本为反位相变化, 风应力大于平均态时, 对应的流速北向分量为负值, 流动基本为偏南向, 且流速随风应力增大; 当风应力减弱至平均态以下时, 流速北向分量有时为正, 说明这样的条件下有可能出现北向的流动。以上分析说明北向流的出现同时还受到东北风松弛的影响。如果不将风应力考虑成理想的线性形式, 风应力的作用仅存在于上 Ekman层, 则动量方程中的风应力项与科氏力项、压强梯度力项具有相同的量级。由此可以说明, 1月份次表层北向流是风应力与反气旋涡共同驱动的结果。

图9 OFES模拟的各月密度剖面曲线Fig.9 Monthly density profiles from OFES

图10 1988年1月6—21日OFES模拟的C1站附近三天平均的50m层流场Fig.10 Simulated 3d-averaged current fields near C1 at 50 m depth on January 6 to 21, 1988

图11 50m层低频流北向分量与海表面10m低频风应力距平的时间序列Fig.11 Time series of northward component of subtidal current at 50m depth and anomaly of wind stress at 10m height

4 结论

本文通过分析1987年8月至1988年1月南海北部东沙附近陆架坡折带处定点海流观测资料, 得到以下结论:

(1) 各月定常余流基本为西向流, 随时间变化不显著, 垂向上有较明显的正压性; 在冬季的定常余流中没有发现持续的东北向逆风流。

(2) 潮流以全日和半日为显著周期, 其中全日潮流能量最大, 潮流顺时针旋转; 海流在中间层存在较显著的惯性振荡; 全日潮流椭圆长轴普遍大于半日潮流, 且均为顺时针旋转; 冬季 K1分潮振幅在近底层增大非常明显, 位相随深度减小, 近表层和近底层相差约180°。

(3) 从能量的角度分析, 定常余流能量基本分布在沿岸方向, 垂直于岸线方向的能量主要由潮流和剩余流构成; 两个方向的剩余流能量均较大, 说明海流受瞬时外界强迫影响显著; 冬季近底层 K1分潮增强对于潮流能量有较大贡献。

(4) 秋季由于季风转换, 流速和流向的垂向分布和随时间变化趋势均较复杂; 而冬季东北风较强且相对稳定, 各层低频流主要表现为西南向流动, 但在1988年1月存在顺时针旋转的偏北向流动; 冬季海表面风应力与 50m层流速相关性较好, 表明东北风对50m层低频流有显著影响。

(5) 动量平衡分析结果表明, 冬季低频流主要受科氏力和压强梯度力控制, 具有明显的地转流特征;海表面高度起伏引起的压强梯度力对于动量平衡的贡献明显大于密度水平梯度引起的压强梯度力; 低频流的垂向分布和随时间变化的趋势受海水层化结构的影响; 1988年1月50m层的北向流动是海水对东北风松弛和反气旋涡联合作用的响应。

于华明, 鲍献文, 朱学明等, 2008. 夏季北黄海南部定点高分辨率实测海流分析. 海洋学报, 30(4): 12—20

方文东, 施 平, 毛庆文等, 2000. 南海北部上层海洋变化的定点观测分析. 海洋学报, 22(5): 23—30

司广成, 侯一筠, 2012. 南海北部东沙岛附近的内潮和余流特征. 海洋与湖沼, 43(1): 10—16

邱 章, 方文东, 1999. 南海北部春季海流的垂向变化. 热带海洋, 18(4): 32—39

邱 章, 方文东, 2000. 南海北部大陆坡区斜压海流的垂向结构. 台湾海峡, 19(4): 405—412

张效谦, 梁鑫峰, 田纪伟, 2005. 南海北部450m以浅水层内潮和近惯性运动研究. 科学通报, 50(18): 2027—2031

何 琦, 魏泽勋, 王永刚, 2012. 南海北部陆架陆坡区海流观测研究. 海洋学报, 34(1): 17—28

杨庆轩, 梁鑫峰, 田纪伟等, 2008. 南海北部海流观测结果及其谱分析. 海洋与湖沼, 39(6): 561—566

管秉贤, 2002. 中国东南近海冬季逆风海流. 青岛: 中国海洋大学出版社, 41

熊学军, 2013. 中国近海环流及其发生机制研究. 青岛: 中国海洋大学博士学位论文, 83—84

Atlas R, Hoffman R N, Ardizzone J et al, 2011. A cross-calibrated, multiplatform ocean surface wind velocity product for meteorological and oceanographic applications.Bulletin of the American Meteorological Society, 92(2):157—174

Beardsley R C, Limeburner R, Rosenfeld L K, 1983. CODE-1 moored array and large-scale data report. Mass., USA:Woods Hole Oceanographic Institution, 1—22

Cai S Q, Su J L, Gan Z J et al, 2002. The numerical study of the South China Sea upper circulation characteristics and its dynamic mechanism, in winter. Continental Shelf Research,22(15): 2247—2264

Ding Y, Chen C S, Beardsley R C et al, 2013. Observational and model studies of the circulation in the Gulf of Tonkin, South China Sea. Journal of Geophysical Research: Oceans,118(12): 6495—6510

Duda T F, Lynch J F, Irish J D et al, 2004. Internal tide and nonlinear internal wave behavior at the continental slope in the northern South China Sea. IEEE Journal of Oceanic Engineering, 29(4): 1105—1130

Duda T F, Rainville L, 2008. Diurnal and semidiurnal internal tide energy flux at a continental slope in the South China Sea. Journal of Geophysical Research: Oceans, 113(C3):C03025

Fang G H, Kwok Y K, Yu K J et al, 1999. Numerical simulation of principal tidal constituents in the South China Sea, Gulf of Tonkin and Gulf of Thailand. Continental Shelf Research,19(7): 845—869

Guo P, Fang W D, Liu C J et al, 2012. Seasonal characteristics of internal tides on the continental shelf in the northern South China Sea. Journal of Geophysical Research: Oceans,117(C4): C04023

Hsueh Y, Zhong L J, 2004. A pressure-driven South China Sea Warm Current. Journal of Geophysical Research: Oceans,109(C9): C09014

Li R X, Chen C S, Xia H Y et al, 2014. Observed wintertime tidal and subtidal currents over the continental shelf in the northern South China Sea. Journal of Geophysical Research:Oceans, 119(8): 5289—5310

Müller M, 2012. The influence of changing stratification conditions on barotropic tidal transport and its implications for seasonal and secular changes of tides. Continental Shelf Research, 47: 107—118

Pawlowicz R, Beardsley B, Lentz S, 2002. Classical tidal harmonic analysis including error estimates in MATLAB using T_TIDE. Computers & Geosciences, 28(8): 929—937

Wang D X, Xu H Z, Lin J et al, 2008. Anticyclonic eddies in the northeastern South China Sea during winter 2003/2004.Journal of Oceanography, 64(6): 925—935

Xu Z H, Yin B S, Hou Y J et al, 2013. Variability of internal tides and near-inertial waves on the continental slope of the northwestern South China Sea. Journal of Geophysical Research: Oceans, 118(1): 197—211

Xue H J, Chai F, Pettigrew N et al, 2004. Kuroshio intrusion and the circulation in the South China Sea. Journal of Geophysical Research: Oceans, 109(C2)

Yang K C, 2006. The non-persistent South China Sea warm current. Taipei, China: Master Dissertation of National Taiwan University, 21—35