（物理海洋学专业论文）黄海和东海障碍层研究.pdf

黄海和东海障碍层研究 摘要 利用来自中国海洋大学承担的国家9 7 3 计划项目，东方红2 号综合科学考察 船于2 0 0 6 年6 月一7 月和2 0 0 7 年1 月一2 月在黄海和东海获取的c t d 、l a d c p 和 t u r b o m a p i i 微结构观测资料，本文研究了该海域的障碍层现象。 观测表明，在夏季和冬季，障碍层具有不同的温度结构、厚度、空间分布和 形成机制。在夏季，障碍层厚约卜2 米，为同温层的一部分，零星分布在长江口 外海区域，它的形成机制如下：平流的冲淡水和局地降水并不改变原混合层的温 度但却利于形成新的浅的盐跃层，盐度控制密度形成新的密跃层，新的密跃层浅 于温跃层从而形成障碍层。在冬季，障碍层普遍带有逆温，厚度约为1 7 4 8 米， 主要分布在东海的沿岸区域和南黄海的中部，其形成原因如下：海洋上层由于强 烈的表层冷却和表层流的离岸输运为低温低盐水，而海洋下层由于黄海暖流和台 湾暖流等的输运为高温高盐水。 因为具有逆温，冬季的障碍层对上混合层存在净的涡扩散热通量；本文利用 微结构数据资料对此进行了研究。本文首先计算了混合层和障碍层界面处的热方 差耗散率筋、湍动能耗散率s 、涡热扩散系数砗和跨等密度面的混合率k 。计 算表明，在界面处，四个参量均具有较大的空间变化：斯从长江口外海区域向 南向北增大，大小约为1 0 一。1 0 。5 。c 2s - 1 ，s 则相反，从长江口外海区域向南向北 减小，大小约为1 0 一一1 0 。6 ；砗和k 。的分布均与s 类似，大小分别为1 0 。4 1 0 2 i n 2s 。1 和1 0 。4 。l o 1m 2s 。然后本文估计了穿过界面处的热通量；该热通量空间分 布极不均匀，其最大值为4 9 5wm 。2 ，平均值为5 7wm 之，该平均热通量可以使 上混合层平均每月增高1 2 0 c 。 在讨论中本文建立了上混合层热收支模型，模型指出障碍层向上混合层的扩 散热通量和水平平流热通量、海洋表面强迫热通量等相当，因此不应被忽视。同 时利用观测数据得出了逆温层中巧的参数化模型：坼= 4 7 1 0 - 3 ( 甍 ，该模 型可以作为进一步研究的参考。 关键词：黄海：东海；障碍层；混合；热通量 s t u d yo ft h eb a r rie ria y e rint h ey eilo ws e aa n de a s t c hin as e a a b s t r a c t b 雒e do no b s e r v a t i o n sb yc t d ，l a d c pa i l dt u 批m a p - i io b t a i l l e di nt l l e y e l l o ws e aa i l de a s tc t l i i l as e ad 面n gj u i l e - j u l y2 0 0 6 锄dj a n u a d ，- f e b m a r y2 0 0 7 a b o 莉d d 增砌曙胁馏r 2 趾d 舶m 恤p r o j e c to f 9 7 3p r o g r a mu i l d e r t a l ( e nb y o c e a i lu i l i v e r s i 够o fc m i l a ，t l l eb a 玎i e rl a y e rp h e i l o m e n o n 洫t l l e s es e 嬲i ss t u d i e d b 拥e rl a y e r sh a 、，ed i f f e r e n tv e r t i c a lt e m p e 船：t u r es t r u c t u r e s ，t l l i c k n e s s ，s p a t i a l d i s t r i b m i o 璐肌df o m a t i o nm e c h a l l i s m si i ls 1 蛐m e r 趾d 、) l ，i m e r i i ls 硼口m e r ，b a 盯i e r l a y e r sa r ea b o u t1 - 2 mt l l i c ka i l dp a r to fi s o m e n t l a l l a y e r s ；t l l e yc a i lb eo b s e r v e do m y i ns p a r s er e g i o n so f ft 1 1 em o u mo ft h ey 锄舒z e 砌v e r 1 1 1 ef o m a t i o nm e c h a n i s mo f b a 玎i e “a y e r s 访s u i 】m e ri s 嬲f o l l o w s ：h o r i z o n t a l l yd i l u t e dw a t e ra d v e c t i o na i l dl o c a l l r a i n f a l ld o n tc h a n g et h et e m p e r a t l l r eo ft h em i x e dl a y e rb u tf a c i l i t a t ean e wh a l o c l i n e w m c hi ss h a l l o w e r ，t h e nan e wp y c n o c l i i l e0 c c u r so fw k c hd e n s 时i sc o n 缸d 1 l e db y s a l i n i t ) ，；m en e wp y c i l o c l i r 圯i ss h a l l o w e rt t l a nm em e m o c l i n ea 1 1 dab 硎e rl a y e r o c c u r s i nw i n t e r ，b 孤1 r i e rl a y e r sg e n e r a l l yc o n t a i nt e m p e r 咖r ei n v e r s i o n sb e i i 培a _ b o u t 1 7 4 8 mt h j c ka i l de x i s ti i lc o 绷lr e g i o l l so f t l l ee a s tc h i l l as e aa 1 1 dm ec e n t r a lp a no f n l ey e l l o ws e a d u r i n gt l l i ss e 鹊o n ，n l ef 0 n a t i o nm e c h a n i s mc 锄b e 硒f o l l o w s ：d u e t 0s 仃o n gs u r f i a c ec o o l i i l g 肌do 凰h o r ea d v e c t i o nb ys u 一沁ec u 玎e n t s ，m eu p p e r l a y e r w a t e rb e c o m e sc o l d 砒l dn e s h ，w 1 1 i l et l l ew a t e ra d v e c t i o n 丘o mt h ey e l l o ws e aw 锄 c u r r e n ta r l dt a i w a nw a r mc u r r e n ti 1 1t l l el o w e rl a y e rh 嬲i l i 曲e rt e m p e m t u r c 舡l dm g l l s a l i l l i t ) r n h a v i i l gt e i n p e r a n 鹏i i e r s i o 嬲，m e r e e x i s t se d d yd i 伍峪i v eh e a tf l u ) 【丘0 m b a 玎i e rl a y e r st 0u p p e rm i x e dl a y e r s t m ss t u d yi sb 嬲e do nm i c r o s c a l eo b s e r v a t i o 璐 d i s s i p a t i o nr a t eo fm e m 试v 撕a i l c e 斯， d i s s i p a t i o nr a ：t eo f 劬u l e n tl 【i n e t i ce n e r g ) r s ，e d d yd i 觚s i v 毋f o rh e a t 砗觚dd i 印y c i l a ld i 触s i v 时kn e a rt o 舭毗r f a c e b e 铆e e nm i x e dl a y e r sa n db a 玎i e r l a y e r sa r ec a l c u l a t e d a l lo f l e s ef - 0 u rv 撕a b l e s h a v el a r g es p a t i a jv a r i a t i o 璐：舸m c r e a s e sb o t l ls o u t 川a n dn o r t l l w a r df o mr e g i o 璐 o f fm em o u t ho fm ey a l l 舀z e 黜v e ra n di se s t i i i l a t e dt ob el o 一一1 0 。5 。c 2s 1 ，0 nm e c o n t r 锄叮，s d e c r e a s e sb o t hs o 删1 w a r d 锄dn o n l l w a r d 丘0 mr e 酉o n so f fm ey a l l 乒乙e 黜v e rm o u t h 锄di se s t i i i l a ：t e dt 0b el o 一一1 0 缶w k g ；砗趾dk b o t l lt m ，es h i l 盯 d i s 仃i b u t i o n st 0t h a to f 觚da r ee s t i m a t e dt 0b e1 0 q l o 吐i s - 1 锄d1 0 q 一1 0 1 s 吐 1 1l1l r e s p e c t i v e l y t h e nt l l eu p w a r dh e a tn u ) ( a c r o s st 1 1 e i n t e r f a c ei sa l s oe s t i m a t e d ；i t a v e r a g e s5 7w i n 2 晰t ham a x i n l 啪o f 4 9 5wm 之1 h em e a l lh e a tf l u xi sc 印a b l eo f ，a _ n ：1 1 i n gt h eu p p e r l i x e dl a y e rb y1 2o cp e rm o n t h a s i m p l em 仅e dl a y e rh e a tb u d g e tm o d e li nm ed i s c u s s i o ni 1 1 d i c a t e sm a tt 1 1 e u p w 莉d i 肺s i v eh e a tn u xi sc o m p 砸b l et 0t h a t 舶mt h eh o r i z o n t a la d v e c t i o na n d 跚r f i a c ef o r c i n g ，a i l dm e r e f o r es h o u l d n tb en e g l e c t e d ap o w e rl a wf i tt 0t l l ed a 妇 g 毗sap 钺吼e t e d 洲o n 。f 厨，w m c ht s 砗= 4 7 - 。3 ( 菇) - 1 。锄dc a nb eu s e d 勰 r e f i e r n c ei n6 l n h e rs t u d i e s k e yw o r d s ：y e u o ws e a ；e a s tc h i n as e a ；b a r r i e rl a y e r ；m i x i n g ；h e a tn u x i 独创声明 本人声明所呈交的学位论文是本人在导师指导下进行的研究工作及取得的 研究成果。据我所知，除了文中特别加以标注和致谢的地方外，论文中不包含其 他人已经发表或撰写过的研究成果，也不包含未获得 ! 洼! 塑塑直墓丝霞噩挂墨4 直明的! 奎拦亘窒2 或其他教育机构的学位或证书使 用过的材料。与我一同工作的同志对本研究所做的任何贡献均己在论文中作了明 确的说明并表示谢意。 学位论文作者签名：翟万囝签字日期) 哆年多月，p 日 学位论文版权使用授权书 本学位论文作者完全了解学校有关保留、使用学位论文的规定，有权保留并 向国家有关部门或机构送交论文的复印件和磁盘，允许论文被查阅和借阅。本人 授权学校可以将学位论文的全部或部分内容编入有关数据库进行检索，可以采用 影印、缩印或扫描等复制手段保存、汇编学位论文。同时授权中国科学技术信息 研究所将本学位论文收录到中国学位论文全文数据库，并通过网络向社会公 众提供信息服务。( 保密的学位论文在解密后适用本授权书 学位论文作者签名： 翟方因 导师签字： 签字日期叩年多月j f ，日 签字日期：砷年6 月f 日 1 前言 1 1 障碍层的基本特征 在海洋中，海洋上层通常存在风的搅拌、热对流等过程，这些过程引起海水 的垂向混合，形成等温度层( i s o t h e m l a ll a y e r ) 、等盐度层( i s o h a l i n el a y e r ) 和 混合层( m i x e dl a y e r ，m l ) ，其下则是具有较大垂向梯度变化的温度跃层 ( t h e 肌o c l i n e ) 、盐度跃层( h a l o c l i n e ) 和密度跃层( p y c n o c l i n e ) 。海水的密度 由海水的温度和盐度决定，大多数情况下等温度层深度( 温度跃层顶界深度) 和 混合层深度( 密度跃层顶界深度) 一致( 如图卜1 ) ，海洋上层分为两层：混合 层和深层。但是仍存在一些情况，由于特殊的热盐强迫效应，等盐度层深度( 盐 度跃层顶界深度) 明显小于等温度层深度，从而使得等温度层中盐度分层决定密 度分层，等温度层的深度大于混合层的深度( d e f ；m t1 9 6 l ；l u l ( a s 锄dl i n d s 仃o m 1 9 8 7 ；l i n d s t r o me ta 1 1 9 8 7 ) 。l i n d s 们me ta 1 ( 1 9 8 7 ) 在西太平洋暖池区的两个 航次的观测中，首先发现了温度跃层顶界深度明显大于密度跃层项界深度的现 象，即在密度较均匀的水层之下和温度跃层之上存在一个密度随深度快速变化而 温度近于均匀的水层，g o d 舶y 锄dl i n d s t r o m ( 1 9 8 9 ) 将这一水层称为障碍层 ( b a r r i e rl a y e r ，b l ) 。这时，海洋上层可以分为三层： 混合层，障碍层和深层。 从温度垂向特征上看，最开始人们注意的障碍层是海洋上层等温度层的一部分， 具有较均匀的、和混合层一致的温度，如图3 1 ( a ) 所示；但是随着观测的不断增 多，人们对障碍层物理意义的认识也不断增加，并发现了具有另外一种温度结构 的障碍层( s h 撕e ta 1 2 0 0 4 ；1 1 1 a d 砌le ta 1 2 0 0 7 ) ，如图3 1 ( b ) 和3 1 ( c ) 所示。 这种障碍层中的温度并不是垂向均匀的，而是呈现逆温结构，温度为层结的不稳 定因子；但是盐度层结很强，并维持密度层结的稳定，所以盐度决定着密度。因 为稳定的密度跃层对混合层底部的卷挟、扩散等混合过程有很强的抑制作用，所 以海气界面处的大气热力强迫和风强迫等过程向海洋上层输入的浮力通量和动 量通量通常会被局限在海洋的混合层。当有障碍层存在时，混合层深度比没有障 碍层时由温度跃层定义的深度浅很多，所以此时的混合层对大气强迫的响应更为 敏感( v i a l a r d 锄dd e l e c l u s e1 9 9 8 ) 。同时由于障碍层特有的温度结构，混合层 底部的卷挟、扩散等过程并不能混合混合层暖水和温跃层之下的冷水，从而抑制 了混合层和温跃层之下水体之间的热交换( v i a l a r da n dd e l e c l u 1 9 9 8 ) ，也就 抑制了混合层冷却，这也是该层水体取名为“障碍层”的原因。特殊的，当障碍 层带有逆温时，障碍层的温度大于混合层的温度，混合层底部的卷挟、扩散等混 合过程会导致障碍层向混合层的热量输运，并可引起正的海表面温度异常( s e a s u r f 配et e m p c l r a t u r ea n o m a l y ，s s t a ) ( s m y t he ta 1 1 9 9 6 ) 。例如d l l r 锄de ta 1 ( 2 0 0 4 ) 通过数值方式模拟了东南阿拉伯海海域从十一月到次年三月这段时间内 s s t 的变化，结果表明这五个月内大气强迫使海表面温度减小了0 3 ，但是带 有逆温的障碍层却使海表面温度增加了1 1 。这表明海洋也可以引起正的海表 面温度异常，而不是如s h e n o ie ta 1 ( 1 9 9 9 ) 所表明的只能引起负的海表面温度 异常。同时其他研究也指出带有逆温的障碍层在以下过程中具有重要作用：厄尔 尼诺一南方涛动( e n s o ) 的爆发( m a e s e ta 1 2 0 0 2 ) ，印度夏季风的发展( d u 珀n d e ta 1 2 0 0 4 ；m a s s o ne ta 1 2 0 0 5 ) ，m a d d e n j u l i a no s c i l l a t i o n ( m j o ) ( z k m ge ta 1 2 0 0 0 ) 和热带气旋等。这表明障碍层在大气海洋过程中具有极为重要的影响， 下面简要介绍障碍层的研究历史和研究现状。 2 s a n i 砷 1 青1 卜卉1 尹茜1 矿喷- 护咭 t e m p e r a n j r e ( 。c ) 图1 1 海洋中温度( 点划线) 、盐度( 实线) 和位势密度( 虚线) 垂向剖面实例。 站位：1 2 4 3 0 e ，2 8 4 0 n ；时间：2 0 0 6 年7 月。 1 2 障碍层的研究历史及现状 障碍层的温度盐度特性使得其在许多海洋动力过程中具有重要作用，特别是 直接地对混合层的热收支存在重要影响，因此在过去的几十年中，国内外物理海 洋工作者围绕障碍层在全球海洋中的时空分布、物理影响等展开了一系列观测研 究，得到了可喜的成果。利用l e v i t u s ( 1 9 8 2 ) 全球海洋数据集，s 研n t a l la n d t o m c z a l 【( 1 9 9 2 ) 研究了热带海域障碍层的分布情况，指出障碍层在该海域全 年存在，其最大厚度超过2 5 米并发生在苏门答腊岛的西部海域。利用同一数据 集，t o m c z a l 【觚dg o d 舶y ( 1 9 9 4 ) 研究了障碍层在夏季和冬季两个季节内的全球 分布情况。随后，基于较新的l e v i t u s 锄db o y e r ( 1 9 9 4 ) 全球海洋数据集，m o n t e r e y 3 a n dl e v h s ( 1 9 9 7 ) 给出了障碍层在全球的新的分布图。前人的这些研究极大的 丰富了人们对障碍层在全球海洋中分布的认识，但是由于缺乏足够的观测数据， 以上研究所使用的海洋数据都经过了平均和差值等处理，这些处理平滑了初始的 温度、盐度和密度的垂向剖面，从而导致人为的水团混合效应，使得混合层深度 和障碍层厚度等的确定存在较大误差( d eb o y e rm o n t 6 9 u te ta j 2 0 0 4 ) 。利用未 经过平滑或者差值处理的剖面资料，其他物理海洋工作者，如加1 d 0a n dm c p h a d e n ( 1 9 9 7 ) ，s a t oe ta 1 ( 2 0 0 4 ) ，q ua n dm e y e r s ( 2 0 0 5 ) 等分别研究了热带太平 洋、北太平洋副热带环流区、东南副热带印度洋等海域障碍层的存在和分布情况， 并给出了障碍层在这些海域详细的空间分布结构。在最近的一个工作中，基于较 多的上层海洋观测剖面资料，d eb o y e rm o n t 6 刚e ta 1 ( 2 0 0 7 ) 第一次给出了月平 均特征的障碍层全球分布图集( 图1 2 ) ，为障碍层的研究做出了极大贡献。利 用心g o 和其他数据集的温度和盐度剖面资料，n a d a t b i le ta 1 ( 2 0 0 8 ) 研究了阿 拉伯海海域障碍层的形成机制和季节变化。尽管观测资料有限，但是这些工作都 取得了一定的成果，有助于我们认识盐度在决定全球海洋混合层中的作用，并为 我们进一步研究障碍层在大尺度大气海洋过程中的作用打下了好的基础。随着 这些重大成果的取得，广大物理海洋工作者也由此意识到障碍层在全球大气海 洋各种现象过程的形成发生中起着重要作用，并由此展开了障碍层现象研究的热 潮，障碍层研究也由此在大规模国际合作海洋调查计划( 诸如t o g a ， t o g a c o a r e 以及t o g a c o a r ei o p ) 中受到关注。 4 d t 。2 一d 。( b l t = p o s i t i v ev a l u e s ) ( m ) 2 5 0 图】一2 月平均障碍层厚度全球分布圈集，来源网页见文献d e b o y e r m o n 惦g u t d m 相比于大洋的障碍层现象研究，边缘海海域的障碍层现象研究则较少。实际 霪鞫鳓麴麴鳓蘑邈鳓鹚鹚辫 上边缘海海域独特的地形、气候等特征更利于障碍层的形成，也更易受障碍层的 影响。一方面，相比大洋，边缘海海域地形狭小，大气、海洋等状况更加复杂多 变，更易具备形成障碍层的特殊热盐强迫，从而利于障碍层的形成；另一方面， 边缘海域的障碍层将具有更为复杂的温度和盐度特征、更为复杂的时空变化状 况，从而对局地的s s t 变化、局地的大气海洋等过程产生重要影响。因此尽早 对边缘海海域的障碍层现象开展大量研究是非常必要的。下面简要介绍针对我国 近海障碍层的研究状况。 1 3 中国近海的障碍层研究历史和现状 针对我国近海的障碍层现象，国内物理海洋工作者开展了部分研究，但主要 集中于南海。吴巍等( 2 0 0 1 ) 通过分析南海南部海域1 9 8 9 1 9 9 9 年6 次海洋观测 的c t d 资料，发现南海南部海域存在季节变化的障碍层现象，并指出该海域的 障碍层在秋季非常显著，夏冬季较弱；障碍层越厚，对应区域的上混合层平均水 温越高，反之亦然，厚障碍层区与上混合层高平均水温区相吻合，且其位置与南 海较厚暖水区一致，最后该文得出南海南部海域障碍层对上层海洋热量储存具有 重要影响。在该工作的基础上，利用1 9 8 5 年5 月至1 9 9 9 年7 月间共1 3 个航次 在南海南部调查得到的温度和盐度资料，朱良生和邱章( 2 0 0 2 ) 分析了该海区障 碍层特性的地理分布及季节变化，指出一年四季该海区均有部分海域存在障碍层 现象，障碍层的空间分布呈现出区块状特征，其深度和厚度随着季节和地理位置 的不同而有差异，同时与上表层水体的分布及海水混合强弱有关；在文中他们还 探讨了障碍层强度的表示方式。通过分析气候平均态的温度和盐度资料，杜岩等 ( 2 0 0 4 ) 指出南海南部的上层海洋在夏、秋季存在障碍层现象，净淡水通量是决 定该海域障碍层出现的关键因素，而风场则显著影响着障碍层的深度和厚度分 布；他们同时指出最厚障碍层出现的位置和最厚“南海暖水 出现的位置几乎重 合，从而突出障碍层“热障”效应在“南海暖水”的发展过程中的重要性。除了 南海南部，南海的其他海域也存在障碍层现象。利用现场实测的c t d 历史资料， 潘爱军等( 2 0 0 6 ) 和潘爱军等( 2 0 0 6 ) 分别指出南海东北部( 1 6 0 2 5 0 n ，1 1 2 0 1 2 4 0 e ) 和南海中部海域( 1 0 0 1 9 a n ，1 0 8 0 1 2 2 0 e ) 均存在显著的障碍层分布。在南海的 东北部，障碍层发生概率秋季最大，夏季次之，春季最小，吕宋海峡及其以西的 南海东北部中心海域障碍层的年发生几率约为4 0 o ，中国台湾海峡南端、台湾 6 岛南端东西两侧、台湾岛以东和吕宋岛东北海域障碍层的年发生几率分别为 1 9 o ，6 1 1 ，3 3 3 和8 0 o ，而其他海域障碍层的年发生几率则偏小，层结 机制和降水机制分别是该海域春季( 特别是冬末春初) 和夏季、秋季障碍层形成 的主要原因。在南海的中部海域，障碍层发生概率为夏季最大，秋季次之，春季 最小，降水机制和层结机制分别是该海域春、夏季和秋季障碍层形成的主要原因， 其中降水机制及东南向的e k m 趾平流较好的解释了春、夏季吕宋岛以西附近海 域成为障碍层多发区的原因，而强降水则是夏季中南半岛东南海域( 1 2 0 1 4 0 n ， 1 1 0 0 1 1 4 0 e ) 障碍层产生的关键，反气旋涡( 暖涡) 有助于形成更强的障碍层。 从上可以看出，目前对于南海障碍层的研究仍处于起步阶段，各种工作仍只是通 过有限的实测资料探讨障碍层的空间分布、季节变化和形成机制。尽管如此，这 些工作却向我们传达了一个很强的信号：南海存在时空分布复杂的障碍层现象， 并且障碍层对局地的大气一海洋过程存在重要影响。南海障碍层研究取得的成果 诱发了我们对中国其他近海如黄海和东海是否存在障碍层，如果存在障碍层则其 对局地大气一海洋过程的影响如何等一系列问题的思考。 到目前为止国内外关于黄海和东海障碍层现象的专门研究还比较少。但是已 有的观测表明，在某些季节该海域海水的次表层存在一种有趣的垂向温度结构： 在表层之下，海水温度随着深度不降反升，前人称这样的水体层为逆温层( i n v e r s e t e m p e 阳t i l r el a y e r ，i t l ) 。例如，利用1 9 8 3 年1 1 月在黄海和东海取得的水文观 测资料，丁宗信( 1 9 9 4 ) 分析了该海区温度和盐度垂直分布类型的地理分布特征， 指出温度和盐度的逆转现象主要出现在水深大于6 0 米的海域，同时指出该季节 逆转现象的形成原因有以下几种：海面失热冷却产生的垂直对流作用；秋季季风 已转变为北风，在北风的驱动下表层水被迫向南向外扩张的影响；深层暖流( 台 湾暖流和黄海暖流) 向岸向北伸展或者切入的影响等。引用渤海、黄海、东海 海洋图集水文分册( 1 9 9 2 ) 中有关逆温跃层分布变化的图幅以及温度盐度 历史资料，管秉贤( 1 9 9 9 ) 指出在冬季东海西部沿岸( 2 2 3 2 0 n ) 逆温层出现的 区域北起长江口，南到南澳岛以南相连成片。基于1 9 8 8 1 9 9 6 年在东海南部黑潮 区域共5 个航次的春季水文观测资料，沈雪龙( 1 9 9 9 ) 分析了该海区逆温度和逆 盐度现象的地理分布，并指出其形成原因为：春季季风已转变为南风，在南风的 驱动下，表层水离岸向东向外海扩张，台湾暖流向北伸展，黑潮次表层水向岸入 7 侵，因为相比于表层离岸水，台湾暖流水和黑潮次表层水具有更高的温度和盐度， 所以会形成逆温度和逆盐度现象。尽管观测资料有限，但是这些观测都表明黄海 和东海存在季节变化显著的逆温现象，而在1 1 部分中，我们指出混合层底部的 逆温层也属于障碍层，因此我们可以确认黄海和东海存在带有逆温的障碍层。另 外z h a n g e ta 1 ( 2 0 0 9 ) 通过分析c t d 观测资料和数值模式的结果分析了东海内p n 断面上障碍层的季节性变化，他们关注的障碍层均具有均匀温度结构，分析指出 p n 断面上障碍层具有明显的季节性变化，其形成机制为不同水团的平流作用。 这些工作表明黄东海存在两种温度结构类型的障碍层，同时也带出了一些新的问 题：黄东海内不同温度结构的障碍层具有怎样的季节和空间分布特征，它们的形 成机制都有哪些，它们对局地的大气海洋过程存在怎样的影响等。依据最新取 得的c t d 水文资料、l a d c p 流速资料和t l l m m a p i i 微结构观测资料，本文 对上述问题作了初步研究，以期为进一步更为细致的研究提供基础。下面本文首 先对黄海和东海的环流、水团等基本水文状况作简单介绍。 1 4 黄海和东海水文状况介绍 1 4 1 黄海和东海的地形和气候特征 黄海和东海是西北太平洋的边缘陆架海，纬度范围为2 1 0 5 4 ，n 3 9 0 5 0 ，n ，经 度范围为1 1 7 0 0 5 ，n 1 3 1 0 0 3 ，n ( 图2 1 ) ( z h e n ge ta 1 2 0 0 6 ) 。渤海、黄海和东海在 南北方向上呈狭长状，因位于中国大陆之东，又统称“东中国海 。黄海是嵌入 中国北部大陆的一个典型的半封闭海湾，北接渤海，以渤海海峡为界，南邻东海， 以长江口北岸的启东角与韩国济州岛西南角的连线为界，平均水深4 4 m ，最大水 深1 4 0 m 。黄海地形比较平坦，但在海区中央有一狭长的“水下洼地”，从济州岛 延伸到渤海海峡，称为黄海海槽( y e l l o ws e at r o u 曲) 。东海在南北方向上夹在 黄海和南海之间，东部通过琉球群岛与太平洋相连，面积约为7 7 万耐，大部 分陆架区平均水深3 7 0 m ，最深达2 7 1 9 m ( 冯士榨等1 9 9 9 ，p 4 3 5 ) ，并且陆架区域 约占总面积的6 6 ( z h e n ge ta 1 2 0 0 6 ) 。东海内沿着琉球群岛边缘有三个深陷区： 最北面为吐噶喇海峡，最大水深浅于1 0 0 0 m ；最南端，紧靠台湾东岸有大约7 0 0 m 深的海脊；在中间位于冲绳岛南侧是一个深于1 0 0 0 m 的海谷。琉球群岛的西面 是冲绳海槽( o 妯瑚at r o u 曲) ，其最大深度约为2 3 0 0 m 。东海的其余部分是一 个宽广陆架，东北通过朝鲜海峡( 或称对马海峡) 和日本海相接，南面通过台湾 8 海峡和南海相连。海底地形对该海域的水文特性存在重要影响( 管秉贤1 9 8 5 ) 。 东中国海受欧亚大陆高压和阿留申低压影响显著。冬季在西伯利亚高压和阿 留申低压活动的影响下，北黄海海区多偏北大风，平均风速可达6 7 州s ，而南黄 海海面相对开阔，平均风速会增至8 9 i i 以，这样强的大风对该海域的环流存在重 要影响。到了春季，季风开始交替，偏南风的覆盖范围开始增大，风力增强。到 夏季6 8 月份，偏南风盛行，平均风速为4 6 “s ，风速比冬季小的多。该海域的 最低气温出现在1 月份，受西伯利亚冷中心的影响，黄海由北至南为2 8 ，南 北温差可达l o ；该海域的最高气温出现于8 月，为2 4 2 7 。该海域的降雨量 也具有较大的季节和空间变化，雨季出现在夏季6 - 8 月，雨季的降水量可占全年 的一半，甚至多大7 0 。就年平均降雨量而言，北黄海为6 0 0 7 5 0 衄n 左右，而 南黄海可接近1 0 0 0 n m 。( 冯士榨等1 9 9 9 ，p 4 4 1 ) 东海位于黄海以南，纵跨温带和副热带，但冬季也受亚洲大陆高压的影响， 北部海区以偏北风为主，平均风速可达9 1 0 耐s ，南部海区以东北风为主，风速 较大，特别是在台湾海峡，风向比较稳定，风速大。当冬季寒潮南下，冷锋过境 后，该海域常出现6 8 级偏北风，同时气温明显下降。由于受多种因素如太阳辐 射、环流、冷气团等的影响，冬季该海域的气温南北差异可达1 4 以上。在夏 季东海以偏南风为主，平均风速较小，仅5 6 州s 。由于强太阳辐射的影响，该海 域的气温可以高达2 6 2 9 ，但是南北差别不大。( 注：该部分所指风速为海表面 风速) 。东海的年降水量，东西两侧有明显的差别，西侧平均为1 0 0 0 咖左右，而 东侧可达2 2 0 0 咖以上。同时降水区域随季节有明显的变动，冬季东侧的台湾岛 东北部及济州岛附近多雨，而西半部少雨；春夏季台湾岛东北部的多雨区消失； 至夏季江浙沿海多雨，进入“梅雨期”。( 冯士榨等1 9 9 9 ，4 4 1 - 4 4 2 ) 。 1 4 2 黄海和东海的环流和水团特征 从总体上来说，黄海和东海的环流系统由两个流系组成，即沿岸水流系和黑 潮及其分支组成的外海流系( 图1 3 ，苏纪兰2 0 0 1 ) 。从图可以看出，黄海和东 海的局地环流主要有：黄海沿岸流( y e l l o ws e ac o a s t a lc 盯e n t ，y s c c ) ，朝鲜 沿岸流( k o r e ac o a s t a lc 硼r e m ，l c ) ，黄海暖流( y e l l o ws e aw a n i lc 岫r e n t ， y s w c ) ，对马暖流( t s u s l l i m aw 抽nc u n e n t ，t s w c ) ，长江冲淡水( y 锄班他m v e r d i l u t e dw 乱e r ，m w ) ，浙江福建沿岸流( z h e j i a n g - f 喝i 锄c o 邪t a lc u 仃e n t ， z f c c ) ，台湾暖流( 嘲w a nw 撇c 硼彻t ，t w c ) ，台湾海峡流( 碱w 锄c u 盯e m ， 9 t c ) ，黑潮( k u r o s l l i o ) 及其分支，陆架坡折锋和其他中尺度过程等( m a oe tm 1 9 6 3 ； b e a r d s l e ye ta 1 1 9 8 5 ；f 觚g 锄dz i l a o1 9 8 8 ；q i ua i l di m 鹪a t 01 9 9 0 ；h 吼圯he ta 1 1 9 9 2 ； g 啪1 9 9 4 ；q i a 0e ta 1 2 0 0 5 ；g 岫l l 锄df 锄g2 0 0 6 ) 。下面简要介绍各主要环流的 特征。 图1 3 中国近海的季节性环流路径。( 苏纪兰2 0 0 1 ) a 冬季b 夏季 1 4 2 1 黑潮 黑潮是北太平洋的西边界流，它与大西洋湾流同为世界瞩目的强西边界流， 都具有相当典型的地转流性质。黑潮的水文特点是高温、高盐、透明度大和水色 深蓝等。广义的黑潮流系由黑潮源地、黑潮主体( 狭义黑潮) 及黑潮延续体三部 分组成。其中，黑潮主体特指我国台湾岛至日本铫子近海，紧沿陆坡大致朝东北 方向连续流动的强流带。从路径、水文及动力学特征来说，黑潮主体即狭义黑潮 为从台湾岛与石垣岛之间的水道进入东海而从吐噶喇海峡和大隅海峡流出东海 的这一段，也特称为东海黑潮，是黄东海总环流的主干。而从吐噶喇海峡至铫 子近海，即日本以南海域内的黑潮称为黑潮延续体。这里我们主要关注东海黑潮。 黑潮在台湾岛以东向北流，在2 6 0 n 、1 2 3 0 e 左右冲上东海陆坡，进入东海大陆 架，并在2 8 0 n 以南与陆架低盐水混合( h s u e h2 0 0 0 ) 。东海黑潮的主要流向，基 本上是指向东北的。黑潮流轴( 最大流速) 通常位于海底坡度最陡处，也即地形 1 0 水平梯度最大处。限于东海海底地形的特征，东海黑潮的流轴比较稳定，流向和 流幅变化不大，特别是在1 2 5 0 3 0 ，e 至1 2 9 0 e 这一海域，一年四季基本重合( 孙 湘平1 9 8 7 ) 。同时由于这一段的海底地势陡峭，等深线比较密集，流轴路径与等 深线走向基本一致。尽管东海黑潮的流向和流幅基本不变，但是其流速和流量却 有明显的季节变化。该段流轴上的最大流速可达1 5 “s ，平均为1n 以。黑潮在 东海的平均输运量约为3 0 s v ，为长江径流量的1 0 0 0 多倍。黑潮输运量的年际变 化也较大，为1 9 4 2 s v 。从苏澳一与那国水道的平均流量来看，黑潮输运量呈春、 秋季强，冬、夏季弱，有半年的周期。东海黑潮的左右两侧，尤其是右侧，常有 逆流存在。这里我们不关注东海内黑潮右侧的逆流，而只关注其左侧的逆流。黑 潮左侧的逆流与局地涡旋有着密切的联系，最明显的是：台湾岛东北海域的冷涡、 东海西南部的暖涡以及锋面涡等。( 冯士榨等1 9 9 9 ，p 4 8 1 ) 1 4 2 2 黄海环流 在介绍黄海环流之前，我们再详细的介绍下黄海的地理地势，因为黄海特殊 的地形和地理地势使得该海域的环流复杂多变，且具有较典型的季节特征。黄海 是一个半封闭的陆架浅海，其海底地形的突出特点是，较深的黄海海槽从海区的 东南大致沿1 2 4 0 3 0 ，e 经线向北伸展，其西侧是较广阔的浅滩地形，而东侧则较 陡峭，等深线较密集。由于海陆分布的缘故，黄海由南黄海和北黄海两部分组成， 北黄海是指山东半岛、辽东半岛和朝鲜半岛之间的半封闭海域，海域面积约为8 万平方公里，平均水深4 0 米。南黄海则是长江口至济州岛连线以北的椭圆形半 封闭海域，总面积为3 0 多万平方公里，平均水深为4 5 3 米。由于本文中我们主 要关注南黄海和东海的障碍层，所以在这里我们只介绍南黄海的环流，并且在后 面也只关注南黄海和东海的水团构成。 1 4 2 2 1 夏季黄海环流 夏季南黄海表、底层环流皆是由一大的逆时针向流系构成。在其表层海盆尺 度的气旋式环流内部还存在小的气旋和反气旋环流( 汤毓祥等2 0 0 0 ) 。水文分析 和浮标实验都表明，在夏季，黄海暖流即使存在也是相当弱的，不会对南黄海的 环流产生影响。在南黄海的西侧存在一支比较稳定的南向沿岸流，即黄海沿岸流； 在黄海和东海的交界处，长江入海径流与海水混合后形成冲淡水和南下的沿岸水 一起向济州岛方向扩展，在长江口外海区域形成低盐区；在黄海的中部，存在一 支北向流( 汤毓祥等2 0 0 0 ) 。而黄海的底层除近岸外，几乎全被低温海水所盘踞， 其等温线自成一个水平体系，这即是黄海冷水团。通过分析历史水文数据，赫崇 本等( 1 9 5 9 ) 认为黄海冷水团来源于冬季滞留的混合冷水。苏纪兰( 2 0 0 1 ) 指出 黄海冷水团是由于夏季表层水变暖，再加上风混合很弱，进而层化的结果。同时 许多研究也表明，黄海冷水团的形成，不仅与上一年冬季黄海邻近地区气温的寒 冷程度有关，而且与潮混合、风致混合有关。黄海冷水团的存在，影响着整个黄 海的夏季环流。同时黄海冷水团环流也受到国内外物理海洋工作者的普遍关注， 模式结果显示，黄海冷水团的中心在跃层之上为上升流、之下为下降流( 苏纪兰 和黄大吉1 9 9 5 ) 。这里不再赘述黄海层化的季节演变。 1 4 2 2 2 冬季黄海环流 冬季黄海环流比夏季环流复杂，主要流动包括黄海暖流、黄海沿岸流和朝鲜 沿岸流等。该季节的环流受冬季风的影响显著，关于该季节的气候特征已在1 4 1 部分做了简单介绍，在此不再赘述。南黄海的两侧是两支南下的沿岸流；在南黄 海的西部，苏北沿岸流南下至长江口以北3 2 0 3 3 0 n 附近，然后跨等深线进入海 洋内区、东海北部；在南黄海的东部，朝鲜沿岸流受风的驱动南下，其南下前锋 可接近济州海峡，并与由济州西南方进入南黄海的黄海暖流相遇，形成复杂的锋 面( l i ee ta 1 2 0 0 1 ) 。黄海中部为北上的黄海暖流。黄海暖流分别与东、西两岸 南下的沿岸流形成顺时针和逆时针的环流。关于黄海暖流的起源存在许多争议。 基于水文观测和漂流瓶的运移轨迹，u d a ( 1 9 3 4 ) 指出黄海暖流是在济州岛西南 海域从对马暖流分离出来的一直海流，然后沿黄海海槽北上。但是8 0 年代以来， 随着调查手段的不断改进、调查资料的不断积累以及数值方法的广泛应用，人们 不断修正关于黄海暖流的一些传统认识，主要集中于其在冬季的来源、性质和路 径等。现在人们倾向于认为黄海暖流汇集了黄、东海混合水并以补偿流的形态进 入南黄海的观点( 冯士律等1 9 9 9 ，p 4 7 9 ) 。在南黄海内，黄海暖流水的路径并 不是固定不变的，而是存在较为明显的年际变化( 汤毓祥等2 0 0 0 ) ：有的年份偏 于海槽的西侧，有的年份则沿槽北上；这种路径的变化与风场密切相关。这里相 比于探讨黄海暖流的起源，我们更关注的是相比于其两侧的沿岸流，黄海暖流水 具有更高的温度和盐度，因为具有较高的温度和盐度，大量的热量被黄海暖流以 平流的形式输运进入南黄海。 1 2 1 4 2 3 长江冲淡水 长江冲淡水是指长江入海径流的淡水与海水混合后形成的低盐水。长江以水 量丰沛而著称，图1 4 为大通水文站1 9 5 0 年2 0 0 4 年期间逐月的平均流量和流量 距平( 张瑞等2 0 0 6 ) ，由图可见长江径流具有明显的季节变化；而每年流入东海 的淡水量平均达到9 3 2 2 1 0 8 m 3 ，约占进入渤海、黄海和东海总径流量的7 0 左 右( 程天文和赵楚年1 9 8 5 ) 。长江径流入海后与局地海水混合形成低盐水，即长 江冲淡水。长江冲淡水在夏季和冬季具有不同的运移路径。在夏季，长江冲淡水 进入东海后初始以逆时针方向偏转，并不顺着海岸向南流，而是很快转向东北， 以低盐团块状的形式横穿陆架向外海扩展( 苏纪兰2 0 0 1 ；l i ee ta 1 2 0 0 3 ) 。毛汉 礼( 1 9 6 3 ) 指出该转向与长江流量有关。但实际上夏季盛行的南风和北上的台湾 暖流皆对该季节长江冲淡水的转向存在影响。这里不再对夏季长江冲淡水向外海 扩张的原因作过多探讨，而是强调夏季长江冲淡水向外海扩张的事实。在冬季， 长江径流量较小，同时在北风的作用下，长江冲淡水并不向外海扩展，而是向南 加入浙江福建沿岸流。 8 0 0 0 0 6 0 0 0 0