馬偉偉 萬修全, 萬 凱

(1. 中國海洋大學(xué)海洋與大氣學(xué)院海洋系 青島 266100; 2. 中國海洋大學(xué)物理海洋教育部重點實驗室 青島 266100;3. 國家海洋局北海海洋工程勘察研究院 青島 266033)

渤海是半封閉的內(nèi)陸淺海, 包括遼東灣、渤海灣和萊州灣三個海灣, 中部存在一淺灘地形, 僅在東部通過渤海海峽與黃海相連, 平均水深約18m。根據(jù)大量觀測結(jié)果(沈鴻書等, 1964; 趙保仁等, 1995), 目前普遍認(rèn)為渤海冬季環(huán)流受局地偏北風(fēng)作用, 主要由風(fēng)生海流組成?；玖餍涂珊唵胃爬? 在渤海海峽北進南出, 進入渤海的海水通過渤海中部到達渤海西岸后分為南北兩支, 一支向北沿遼東灣西岸進入遼東灣頂后沿東岸流出; 一支流入渤海灣后南下經(jīng)黃河三角洲進入萊州灣, 最終由渤海海峽南部流出渤海, 形成了一個逆時針流環(huán)(曹振東等, 2011)。

近年來, 隨著海洋數(shù)值模式的發(fā)展, 許多學(xué)者對渤海冬季風(fēng)生環(huán)流進行了大量細(xì)致的數(shù)值模擬研究工作, 結(jié)果比較分散。例如, 萬修全(2003)的數(shù)值結(jié)果顯示冬季渤海中部以及遼東灣環(huán)流沿順時針, 渤海灣以及萊州灣基本沿逆時針方向; Wei等(2001)數(shù)值模擬結(jié)果卻發(fā)現(xiàn)在冬季渤海中央海區(qū)存在一個大的逆時針流環(huán); 趙保仁等(1998)的結(jié)果顯示渤海灣內(nèi)的冬季環(huán)流是北部為順時針、南部為逆時針的雙環(huán)結(jié)構(gòu); 王輝等(1994)的結(jié)果顯示在遼東灣南部冬季存在一個弱的逆時針環(huán)流, 而曹振東等(2011)和畢聰聰(2013)卻發(fā)現(xiàn)冬季該處是一個弱的順時針環(huán)流結(jié)構(gòu)?？梢姴煌瑪?shù)值模擬結(jié)果對于渤海冬季環(huán)流結(jié)構(gòu)特征的刻畫尚不一致。究其原因, 除了與海面風(fēng)應(yīng)力渦度收支平衡和海底地形約束作用等機制有關(guān)外(筰馮士等, 1992; 趙保仁等, 1998; 曹振東等, 2011; Wang et al, 2014), 也不排除與數(shù)值模式所用海面風(fēng)場的質(zhì)量和時間段選取不同導(dǎo)致的年際變化有關(guān)(萬修全,2003; 喬璐璐, 2008)。

到目前為止, 關(guān)于渤海冬季環(huán)流的年際和年代際變化的研究很少。以上介紹的研究工作多限于給定溫鹽場下的診斷性數(shù)值模擬, 模型所采用的風(fēng)應(yīng)力或風(fēng)場都為月平均或者特定時期觀測資料的整合平均, 盡管此研究方法也能整體上模擬出渤海冬季環(huán)流的基本特點, 但大氣觀測時段不同可能導(dǎo)致了模擬結(jié)果的差異, 無法進一步研究渤海冬季環(huán)流的年際變化特征等。另外, 時空分辨率更高的風(fēng)場資料的出現(xiàn), 使一些天氣尺度的高頻信號得以保留, 比如渤海冬季頻繁出現(xiàn)的可持續(xù)數(shù)天的大風(fēng)事件等。觀測證實一場典型的冬季大風(fēng)過程可以使渤海水位驟降 1m以上, 數(shù)值模式結(jié)果也顯示高頻大風(fēng)過程對渤海環(huán)流和水交換的貢獻作用不容忽視(Zhao et al, 2011; 萬修全等, 2015; Wan et al, 2015)。因此, 本文數(shù)值模擬中采用目前最新的高時空分辨率大氣同化資料, 有助于深入探究渤海冬季風(fēng)生環(huán)流的年際變化特征和規(guī)律。

本文利用一個廣泛使用的區(qū)域海洋模式 ROMS(Regional Ocean Modeling System), 以NCEP(National Centers for Environmental Prediction)CFSR (Climate Forecast System Reanalysis)提供的日平均風(fēng)場再分析資料作為驅(qū)動, 對渤海風(fēng)生環(huán)流進行了數(shù)值模擬分析。CFSR風(fēng)場具有足夠的時空分辨率, 并且在渤海地區(qū)數(shù)據(jù)質(zhì)量較好(王國松等, 2014)。本文重點討論了渤海冬季風(fēng)生環(huán)流的基本特征和年際變化規(guī)律,并對其機制進行了初步探討。

1 研究方法

本文采用的 ROMS模式是一個基于三維非線性斜壓原始方程組發(fā)展起來的區(qū)域海洋模型, 模擬海區(qū)為 19.1°—41.3°N、117.2°—132.8°E 覆蓋的東中國海及鄰近太平洋海域, 如圖1插圖所示。水平方向上采用正交經(jīng)緯網(wǎng)格, 網(wǎng)格數(shù)為 520×740, 分辨率約3km, 垂向采用地形跟隨的S坐標(biāo), 共分33層, 最小水深設(shè)為 5m, 最大水深設(shè)為 5500m。地形主要采用ETOPO2數(shù)據(jù), 在渤黃海區(qū)域過渡為較真實的高分辨率觀測地形資料(Lin et al, 2006)。垂向混合采用Mellor-Yamada 2.5方案, 大氣強迫采用Bulk Formula方案, 從長期的溫度模擬結(jié)構(gòu)來看 ROMS模式在該大氣強迫場驅(qū)動下模擬的溫度偏差(drift)較小, 因此未采用 SST松弛逼近方法; 模式上邊界條件采用空間分辨率約為0.3°的NCEP CFSR的日平均資料作為大氣驅(qū)動場, 包括長短波輻射、風(fēng)場、降水、氣壓, 以及海面 10m高度的風(fēng)場、氣溫、相對濕度。內(nèi)模時間步長設(shè)為 120s, 外模步長 6s。側(cè)開邊界條件采用SODA高分辨率同化資料的氣候態(tài)平均場。由于模式中未加入河流徑流, 為保證河口鹽度的正常, 計算過程中進行了表層鹽度的修正; 另外, 為了便于研究和區(qū)分渤海冬季風(fēng)生環(huán)流的基本特征和年際變化規(guī)律,模式中未加入潮汐與海浪過程。模式經(jīng)過NCEP氣候平均態(tài)強迫場模擬 10多年達到穩(wěn)定狀態(tài), 然后使用1979年至 2013年連續(xù) 35年的日平均再分析資料驅(qū)動模式對渤海環(huán)流進行數(shù)值模擬。下文將該數(shù)值模擬實驗稱為控制實驗, 并且選取12月、1月和2月代表冬季, 例如1990年冬季平均即為1989年12月、1990年1月和2月的算術(shù)平均值。

由于模式模擬時間較長, 為避免開邊界條件誤差的影響, 模式選取的模擬區(qū)域較大, 以使開邊界位置盡量遠(yuǎn)離研究海域(圖 1)。其次, 雖然渤海溫度在冬季垂向接近一致, 水平梯度也較小, 但是本文分析的渤海冬季風(fēng)生環(huán)流仍包含較弱的密度流, 畢聰聰?shù)?2015)對渤海鹽度統(tǒng)計資料的診斷結(jié)果亦證明了密度流在冬季對總環(huán)流的貢獻較小。

圖1 模擬區(qū)域及渤海水深Fig.1 Model simulated region and the water depth of Bohai Sea

2 模式結(jié)果

2.1 水位

圖2a和圖2b分別是1992年和2005年冬季渤海龍口站(圖1)實測資料經(jīng)調(diào)和分析得到的余水位(王悅,2009; 馬倩, 2014)和控制實驗?zāi)M的日平均水位時間序列對比。該觀測站兩個時間段的水位序列全年相關(guān)系數(shù)均超過0.7, 在冬季的相關(guān)系數(shù)更是接近0.9, 表明模式模擬的水位與實測數(shù)據(jù)吻合較好; 從圖上可以清楚看到渤海每年冬季都存在多次水位短時間快速下降、恢復(fù)過程, 變化幅度最大超過 1m(圖 2b)。這些水位快速下降與強迫風(fēng)場中的高頻天氣過程有直接的關(guān)系, 通過對渤海一次典型大風(fēng)過程下渤海水位和環(huán)流的分析, 萬修全等(2015)認(rèn)為冬季頻發(fā)的大風(fēng)過程對渤海環(huán)流以及水交換能力有顯著影響。其次, 渤海夏季水位變化的幅度明顯小于冬季, 這與渤海夏季風(fēng)場較弱有關(guān)。

圖2c給出1980年至2008年冬季渤海內(nèi)龍口、塘沽和鲅魚圈三個站點(圖 1)的余水位觀測(王悅,2009; 馬倩, 2014)與對應(yīng)時段模擬結(jié)果的相關(guān)系數(shù)曲線, 從長期的模擬結(jié)果來看, 模擬與觀測結(jié)果也較相符。如圖 2c所示, 上述三個站位冬季觀測水位與模擬水位的相關(guān)系數(shù)基本都在0.8左右。塘沽、龍口附近模擬水位更接近觀測值; 而在鲅魚圈站相關(guān)系數(shù)則低一些, 且變化幅度較大, 在 1989年相關(guān)系數(shù)甚至降低到0.5以下, 這除了與部分年份觀測資料不連續(xù)有關(guān)外, 還可能與鲅魚圈地處渤海北部冬季易受海冰影響有關(guān)(陸欽年, 1993; 楊國金, 1999), 本研究模式設(shè)置中暫未包含海冰?？傮w而言, 對比分析說明本文所建立的模式對渤海水位的長期模擬刻畫較準(zhǔn)確; 尤其在冬季, 受強風(fēng)控制, 因為渤海的流場與水位變化較為一致(萬修全等, 2015), 所以模式對于冬季渤海風(fēng)生流場的模擬應(yīng)該也是較為準(zhǔn)確可信的。

圖2 觀測余水位與模擬水位及相關(guān)系數(shù)Fig.2 The time series of observed and simulated sea surface height and the correlation coefficients

2.2 海流

圖 3給出了根據(jù) 1986年冬季渤中 8號平臺(119.42°E, 39.09°N)觀測資料計算的余流與模式模擬結(jié)果的對比。首先從圖 3b來看, 模擬流速的大小以及變化與觀測結(jié)果比較接近, 特別是強流速時段; 其次, 從圖 3a的余流矢量對比可以看出模擬結(jié)果在方向上也與觀測接近一致, 而且在余流較強時(一般對應(yīng)大風(fēng)過程)模擬結(jié)果明顯更接近實測。例如, 圖 3c給出1986年12月18日一次典型大風(fēng)過程下余流的深度分布對比, 從上層到下層, 流的大小、方向均非常接近。雖然模擬結(jié)果在一些時刻偏差較大, 但是總體上可以認(rèn)為模擬結(jié)果準(zhǔn)確。

2.3 渤海SST

圖4給出了冬季多年平均 SST的控制實驗?zāi)M結(jié)果與AVHRR衛(wèi)星觀測數(shù)據(jù)對比。在量值與分布特征上, 模擬結(jié)果與衛(wèi)星資料較為接近: 渤海海峽附近SST溫度最高, 達到5°C左右; 入侵的黃海水在通過渤海海峽后由于淺灘地形的影響主要向西延伸, 到西岸分為兩支, 一支進入渤海灣, 另一支沿岸向北延伸; 另有一支受老鐵山水道深水地形作用形成向北的高溫水舌, 但是影響范圍并不能深入到遼東灣內(nèi)。這種 SST的分布與冬季大風(fēng)過程下渤海海水的流出與補償有很大關(guān)系(萬修全等, 2015)。另外, 渤海平均SST存在長期升高趨勢, 控制實驗?zāi)M結(jié)果顯示,1979—2005年期間整個渤海平均 SST變化率為0.012°C/年, 這與方國洪等(2002)利用沿岸臺站觀測數(shù)據(jù)得到的0.015°C/年的溫度變化結(jié)果非常接近。因此總體上本研究對渤海溫度模擬的結(jié)果是可信的,在缺乏長期觀測數(shù)據(jù)的情況下使用該數(shù)值模擬結(jié)果來分析渤海冬季環(huán)流的變化特征是合適的。

3 結(jié)果與討論

3.1 渤海多年冬季平均風(fēng)生環(huán)流的基本特征

風(fēng)應(yīng)力是渤海冬季環(huán)流形成、維持和變化的主要影響因子(趙保仁等, 1998; Fang et al, 2000)。在冬季渤海偏北季風(fēng)加強, 寒潮大風(fēng)等天氣過程較多, 海水垂向混合充分, 渤海溫度達到最低并且上下較一致。

圖3 渤中8號平臺模擬與觀測余流對比Fig.3 Comparison of observed and simulated current at platform “Bozhong 8”

圖4 渤海冬季多年平均SST分布Fig.4 SST distribution in Bohai Sea in winter

圖 5是控制實驗?zāi)M的 35年冬季平均(1979—2013)的渤海表層、20m 層、底層和深度平均的環(huán)流分布, 表層與下層流場明顯不同, 這種垂向的三維結(jié)構(gòu)在前人早期的模擬結(jié)果中亦有體現(xiàn)(黃大吉等,1996)。圖5a表明冬季渤海表層海水主要沿西北-東南向流出渤海, 流線分布較平滑, 沒有明顯的渦旋, 渤海東部的流速略強于西部的, 這種結(jié)構(gòu)與渤海冬季盛行的偏北季風(fēng)有直接關(guān)系。圖5b顯示20m層環(huán)流主要體現(xiàn)為補償流的特點, 經(jīng)渤海海峽北部進入的北黃海海水向西首先遇到渤海中部的淺灘地形阻擋,一部分向北流入遼東灣, 其余大部分沿淺灘南緣的深槽繼續(xù)向西流動, 至渤海灣口東北受岸界地形影響分為兩支, 一支向北進入遼東灣, 一支向西進入渤海灣。圖5c顯示的底層環(huán)流在渤海中部與圖5b很相似; 不同的是, 在遼東灣頂存在一個順時針渦旋; 在渤海灣存在一個北部為順時針、南部為逆時針的雙環(huán)結(jié)構(gòu), 但是北部的順時針渦旋很弱; 萊州灣海水主要以沿岸流的形式經(jīng)渤海海峽南部流出渤海, 流動較弱。

從圖 5d可以看出, 控制實驗下渤海冬季的深度平均流場由多個渦旋組成: 在遼東灣頂存在的順時針渦旋是由于冬季偏北季風(fēng)將灣內(nèi)的海水向南推動,相應(yīng)地西岸海水沿西岸北上補充所形成, 近岸流速較強, 可達到 5cm/s; 渤海灣南部和萊州灣的流場則主要表現(xiàn)為大的氣旋式環(huán)流, 并且近岸一側(cè)流速較強, 可達到 5cm/s, 形成一支明顯的沿岸流; 在渤海灣北部存在一個弱的小范圍的順時針渦旋。渤海海峽處的流動為北進南出, 北部的流幅較窄, 部分進入渤海的海水會在海峽西側(cè)折向南匯入萊州灣沿岸出流進而從渤海海峽南部流出渤海, 其它部分海水繼續(xù)經(jīng)中部淺灘南側(cè)向西入侵到渤海灣。

這些結(jié)果基本體現(xiàn)了從實測資料中分析得到的渤海冬季環(huán)流的主要特征。我們知道渤海冬季的流場結(jié)構(gòu)與冬季盛行風(fēng)場的結(jié)構(gòu)關(guān)系密切, 因此, 模式所用的風(fēng)場質(zhì)量將對渤海冬季環(huán)流的模擬結(jié)果有重要影響, 也與渤海冬季風(fēng)生環(huán)流的年際變化模擬結(jié)果息息相關(guān)。

圖5 控制實驗1979—2013年冬季渤海平均流場Fig.5 The simulated current of Bohai Sea from 1979 to 2013

3.2 渤海冬季風(fēng)生環(huán)流的年際變化及影響因素

關(guān)于渤海冬季平均風(fēng)生環(huán)流特征的研究已有不少, 但是對于其年際變化特征和機制的研究比較有限。在這一節(jié)我們將利用經(jīng)驗正交分解(EOF)方法討論渤海冬季深度平均環(huán)流的年際變化特征。

圖6a和圖6b分別是渤海35年冬季深度平均環(huán)流經(jīng)過 EOF分解后得到的第一模態(tài)和第二模態(tài)的分布, 圖6c和圖6d中的紅色曲線分別對應(yīng)上述第一模態(tài)和第二模態(tài)的時間序列, 黑色曲線則是模式驅(qū)動場中渤海區(qū)域風(fēng)應(yīng)力方向和強度的冬季平均值(風(fēng)應(yīng)力強度定義為渤海海面每點風(fēng)應(yīng)力大小的區(qū)域平均值; 風(fēng)應(yīng)力偏角定義為渤海海面每點風(fēng)應(yīng)力方向弧度值的區(qū)域平均)。為了方便, 上述曲線均已相對各自標(biāo)準(zhǔn)方差作了歸一化處理。

從圖 6a可以看出, 渤海冬季深度平均流場的EOF第一模態(tài)主要表現(xiàn)為一個繞渤海中央的逆時針流動, 流速約為2cm/s, 其方差貢獻為37.8%; 而第二模態(tài)(圖6b)則表現(xiàn)為兩個環(huán)流結(jié)構(gòu), 一個為局限在遼東灣內(nèi)的順時針渦旋, 另一個為沿渤海灣和萊州灣沿岸的逆時針流動, 流速約為 1cm/s, 方差貢獻為19.8%。第一模態(tài)的時間序列(圖6c的紅線)存在明顯的年際變化特征, 變化幅度可以達到序列方差的2倍多, 與平均流的大小相當(dāng)?？傮w而言, 模式模擬的渤海冬季深度平均風(fēng)生環(huán)流在大部分年份變化平緩,而1982年、1987年、1998年和2003年的時間序列值較大, 渤海灣和萊州灣的逆時針環(huán)流較平均態(tài)強;1989年、2002年和2013年的時間序列為負(fù)值, 第一模態(tài)的環(huán)流為順時針, 秦皇島外海向北的流動強于其多年平均值, 對照該具體年份的冬季平均流場, 渤海中央在這三年冬季表現(xiàn)為很強的順時針環(huán)流, 渤海灣和萊州灣的逆時針環(huán)流則非常弱。究其原因, 我們發(fā)現(xiàn)這一時間序列與渤海冬季盛行風(fēng)場的平均風(fēng)向變化具有一致性, 如圖 6c中的黑線所示, 兩者極值分布和變化趨勢非常一致。渤海冬季盛行的偏北季風(fēng)空間分布比較均勻, 35年(1979—2013)平均風(fēng)向為275°(東偏南 85°), 標(biāo)準(zhǔn)方差為 10°。從圖 6c 看, 當(dāng)渤海盛行冬季風(fēng)較多年平均風(fēng)向偏東的時候, 有利于渤海冬季深度平均環(huán)流 EOF第一模態(tài)中逆時針環(huán)流的發(fā)展, 而當(dāng)其西偏的時候, 則會促進第一模態(tài)中順時針環(huán)流的發(fā)展, 從而影響渤海整體環(huán)流態(tài)勢。

圖 6d中的紅線是對應(yīng)渤海冬季深度平均環(huán)流EOF第二模態(tài)的時間序列。從圖上可以明顯發(fā)現(xiàn)該序列存在以下特點: 首先, 存在明顯的線性趨勢, 與渤海冬季平均風(fēng)強度的增強趨勢一致(圖 6d中的黑線);其次, 從1981年到1994年的14年間該序列值基本表現(xiàn)為負(fù)位相, 變化的幅度也較小, 而 1995年以后序列以正位相為主, 且變化幅度增加顯著, 這同樣與渤海冬季平均風(fēng)強度的變化特點相吻合, 說明渤海冬季環(huán)流EOF第二模態(tài)與風(fēng)應(yīng)力強度的變化密切相關(guān)。

圖6 渤海冬季深度平均環(huán)流的經(jīng)驗正交分解(EOF)分析Fig.6 EOF analysis on vertical averaged current of Bohai Sea in winter

圖7 渤海冬季深度平均流Fig.7 The ensemble mean of vertical averaged current of Bohai Sea in winter

總之, 數(shù)值模擬結(jié)果顯示渤海冬季深度平均風(fēng)生環(huán)流的年際變化顯著, 其變化特征與驅(qū)動風(fēng)場的風(fēng)向和強度年際變化相一致, 風(fēng)向偏轉(zhuǎn)導(dǎo)致的年際變化更甚于風(fēng)強度的作用, 這說明驅(qū)動風(fēng)場在某一方向分量的變化可能主導(dǎo)了渤海風(fēng)生環(huán)流的年際變化特征, 這與以往的研究結(jié)果不同。因此選取不同時間段的風(fēng)場數(shù)據(jù)作為驅(qū)動, 模擬得到的渤海冬季環(huán)流特征有時并不能反映其全貌, 例如, 分別選取圖6c中EOF第一模態(tài)時間序列大于1和小于1的對應(yīng)年份所得到渤海冬季深度平均環(huán)流的集合平均(圖 7),與圖 5d對比可以發(fā)現(xiàn), 除了在遼東灣頂部和渤海海峽附近環(huán)流結(jié)果與多年平均結(jié)果相似之外, 渤海其它環(huán)流特征都有改變, 例如圖 7a中以東偏為主的風(fēng)向變化主要對應(yīng)了渤海灣和萊州灣的逆時針環(huán)流結(jié)構(gòu), 沿秦皇島外海北上的流動幾近消失, 中部的環(huán)流也較弱; 而以西偏為主的風(fēng)向變化(圖7b)對應(yīng)了渤海中部較強的順時針環(huán)流結(jié)構(gòu), 此時渤海灣和萊州灣的逆時針結(jié)構(gòu)基本消失。

4 結(jié)論

本文利用最新的NCEP CFSR日平均再分析資料驅(qū)動高分辨率網(wǎng)格的 ROMS區(qū)域海洋模式, 對渤海環(huán)流進行了近 35年的數(shù)值模擬, 重點對渤海冬季風(fēng)生環(huán)流的年際變化特征進行了研究, 并初步探討了其年際變化的來源和機制。主要結(jié)論如下:

(1) 模擬結(jié)果基本重現(xiàn)了已知的渤海冬季風(fēng)生環(huán)流的主要特征, 包括在遼東灣的順時針環(huán)流, 渤海灣南部和萊州灣的氣旋式環(huán)流, 以及渤海海峽北進南出的流動特點等。

(2) 對渤海冬季深度平均風(fēng)生環(huán)流的 EOF結(jié)果顯示, 其第一模態(tài)主要表現(xiàn)為一個環(huán)繞渤海中央的環(huán)流結(jié)構(gòu), 第二模態(tài)為兩個較弱的環(huán)流結(jié)構(gòu), 一個與在遼東灣內(nèi)順時針環(huán)流有關(guān), 另一個為沿渤海灣和萊州灣沿岸的逆時針環(huán)流有關(guān); 兩者的方差貢獻總計為57.6%。

(3) 渤海冬季風(fēng)生環(huán)流不但存在明顯的年際變化特征, 而且與渤海冬季風(fēng)場的風(fēng)向和強度的年際變化一致。首先, 風(fēng)場平均風(fēng)向略偏東利于增強渤海中部逆時針的流動; 其次, 渤海冬季風(fēng)生環(huán)流存在的線性增強趨勢與風(fēng)場強度增強有關(guān); 第三, 從 1995年以后, 渤海冬季風(fēng)生環(huán)流的年際變化幅度較之前明顯增大。

通過以上研究結(jié)果, 我們對渤海冬季風(fēng)生環(huán)流的年際變化特征和機制有了初步的了解, 并討論了造成不同模擬結(jié)果的可能原因。研究仍然存在一些需要改進和探討的地方, 例如, 缺少潮汐、沿岸徑流和海冰數(shù)據(jù)等影響因素是否會對模式結(jié)果有影響, 有待今后深入研究。

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