塔 娜，方 越，孫雙文，王輝武，劉延亮

（1.國家海洋局 第一海洋研究所，山東 青島 266061；2.海洋與氣候研究中心，山東 青島 266061）

黃海暖流是由Uda根據(jù)1932年日本開展的日本海及其鄰近海域的海洋調(diào)查資料最早發(fā)現(xiàn)并命名的［1］，之后一直受到海洋學(xué)家的密切關(guān)注。針對其起源、路徑、流速、季節(jié)和年際變化等方面開展了大量的研究，對黃海暖流有了較為全面的認(rèn)識。

關(guān)于黃海暖流的形成機(jī)制主要有兩種觀點(diǎn)。一種觀點(diǎn)認(rèn)為，當(dāng)淺水區(qū)海水在強(qiáng)烈冬季風(fēng)作用下而向南流動時(shí)，由于黃海是一個(gè)半封閉海域，因此深水海域即黃海槽必須有向北的補(bǔ)償流而形成黃海暖流［2－4］；另一種觀點(diǎn)認(rèn)為，在東北季風(fēng)的作用下黃海水位南高北低，在壓力梯度的作用下中部深水區(qū)的海水向北運(yùn)動形成了黃海暖流［5－6］。盡管這兩種觀點(diǎn)存在一定的分歧，但都不否認(rèn)冬季風(fēng)是黃海暖流形成的源驅(qū)動力。

關(guān)于黃海暖流的路徑問題，不同的學(xué)者也提出了不同的觀點(diǎn)。一種觀點(diǎn)認(rèn)為黃海暖流是沿著黃海槽北上的［7－9］，另一種觀點(diǎn)則認(rèn)為黃海暖流沿著黃海槽的西側(cè)向北流動［4，10－15］。Song等發(fā)現(xiàn)黃海暖流在2月會出現(xiàn)“雙暖舌”結(jié)構(gòu)［16］。另外，也有學(xué)者根據(jù)衛(wèi)星追蹤的漂流瓶數(shù)據(jù)，認(rèn)為黃海暖流只是強(qiáng)北風(fēng)作用下向西北的一支間歇流［17］。

黃海暖流的路徑和強(qiáng)度存在著顯著的年際變化。湯毓祥等通過對比4次CTD的觀測數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)，黃海暖流存在明顯的年際變化［18］。大多數(shù)年份黃海暖流路徑偏于黃海槽的西側(cè)，但也有個(gè)別年份路徑沿槽北上（例如1986年），而路徑的變化與北向風(fēng)的強(qiáng)弱有密切關(guān)系。王輝武等利用多年連續(xù)的冬季水溫調(diào)查數(shù)據(jù)通過經(jīng)驗(yàn)正交分解的方法發(fā)現(xiàn)，黃海暖流流軸的擺動受冬季風(fēng)緯向分量的影響，而暖流的強(qiáng)弱與經(jīng)向分量相關(guān)［19］。冬季風(fēng)越強(qiáng)，黃海暖流也就越強(qiáng)并且流軸西移?；诟叻直媛实暮Ｑ竽Ｊ?，宋新等通過譜分析的方法分析了黃海暖流前鋒位置和主軸變動與風(fēng)速之間的關(guān)系［20］，所得到的結(jié)論與王輝武等研究的結(jié)果基本一致。上述這些研究結(jié)果充分說明了冬季風(fēng)在影響黃海暖流路徑和強(qiáng)度方面的作用。

值得注意的是，冬季風(fēng)的變化不僅僅表現(xiàn)在年際時(shí)間尺度上，在多年代際時(shí)間尺度上也存在著顯著的變化。Zhang等利用1900—1993年的觀測數(shù)據(jù)對比兩個(gè)不同時(shí)期的海表面溫度（SST）、海面氣壓場、大氣動力高度等氣候變量，發(fā)現(xiàn)了與1976／1977的“氣候突變”（Abrupt Climate Change，也稱為Regime Shift）相關(guān)聯(lián)的SST分布特征［21］。后來，F(xiàn)ang等在研究厄爾尼諾基本屬性的多年代際變異中通過經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)（EOF）分析的方法也找到了同樣的SST分布特征，而且還同時(shí)給出了時(shí)間變化曲線［22］。這條時(shí)間變化曲線的最大特點(diǎn)是：在1951—2000年的這段時(shí)間里，振幅由負(fù)最大轉(zhuǎn)變到正最大，大約在1975／1976年穿過0點(diǎn)。這一時(shí)間節(jié)點(diǎn)與上面提到的氣候突變時(shí)間非常一致。大量的分析表明，在這一段時(shí)間里冬季風(fēng)也出現(xiàn)由強(qiáng)轉(zhuǎn)弱的趨勢［23］。就黃海整個(gè)海域而言，其1月海表面平均風(fēng)速由1951—1970年的5.9m／s減弱至1981—2000年的5.0m／s，減弱幅度超過15%，那么風(fēng)應(yīng)力的減弱幅度可高達(dá)25%左右。冬季風(fēng)的這種變化勢必引起黃海暖流的變異，然而目前國內(nèi)外在黃海暖流變異方面的研究仍是空白。

本文將利用一個(gè)二維正壓海洋模式模擬黃海在1951—2000年間兩個(gè)代表性時(shí)間段內(nèi)冬季平均環(huán)流狀況，通過對比的方法研究黃海冬季環(huán)流的變異特征，并進(jìn)一步探討黃海暖流變異發(fā)生的動力機(jī)制。最后通過山東半島南部海域海表溫度鋒面強(qiáng)度的變化趨勢來驗(yàn)證數(shù)值模式模擬結(jié)果的合理性。

1 黃海海域冬季風(fēng)的變異

NCEP／NCAR資料［24］是由美國國家環(huán)境預(yù)報(bào)中心和國家大氣研究中心聯(lián)合開發(fā)的再分析數(shù)據(jù)產(chǎn)品，是目前氣候研究中應(yīng)用最為廣泛的再分析資料之一。由于該數(shù)據(jù)產(chǎn)品融合了觀測資料和數(shù)值模式的結(jié)果，因此能很好地代表大氣的歷史變化，具有較高的可信度。為了找出黃海冬季風(fēng)的變化特征，我們選取了1951—2000年這一時(shí)間段的NCEP／NCAR再分析資料風(fēng)場作為研究對象，計(jì)算了各年1月黃海海域海表面的平均風(fēng)速（圖1），風(fēng)速的50a平均值為5.5m／s，虛線代表風(fēng)速的變化趨勢，從圖中我們可以清楚地看到，黃海冬季風(fēng)平均風(fēng)速在1951—2000年間呈現(xiàn)出顯著的年際變化，但總體上呈現(xiàn)出不斷減弱的趨勢。這種類似的變化趨勢在中國平均氣溫、年平均降水量、極端天氣事件發(fā)生頻次等的變化中都可以找到［25］。

圖1 黃海海域1月海表面平均風(fēng)速的變化趨勢Fig.1 The changing trend of the surface mean wind speed in the Yellow Sea in January

為了驗(yàn)證NCEP／NCAR再分析資料在圖1中所反映的黃海冬季平均風(fēng)速的變化趨勢，我們選取了11個(gè)中國沿岸氣象臺站的實(shí)測資料進(jìn)行對比檢驗(yàn)。這11個(gè)臺站自北向南分別是秦皇島、丹東、塘沽、大連、煙臺、成山頭、青島、日照、贛榆、射陽和徐家匯（圖2）。盡管這11個(gè)氣象臺站均為陸基觀測站，觀測的風(fēng)速小于實(shí)際的海面風(fēng)速，但是它們都瀕臨渤海、黃海，所觀測到的風(fēng)速的變化能較好地體現(xiàn)這些海域海面風(fēng)速的實(shí)際變化特征。圖3顯示了這11個(gè)氣象觀測站在1月所觀測到的風(fēng)速的變化。從圖中也可看到，盡管各個(gè)臺站所觀測的風(fēng)速大小存在差異，但是其在1951—2000年間都呈現(xiàn)減弱的趨勢，這與NCEP／NCAR資料所反映的變化趨勢（圖1）相一致。

圖2 用于對比檢驗(yàn)的中國11個(gè)陸地氣象站的分布Fig.2 Locations of the 11land－based meterological stations in China used for comparing and examining the trend derived from the NCEP／NCAR reanalysis

為了進(jìn)一步了解黃海冬季風(fēng)變化的水平分布特征，我們選取1951—1970年和1981—2000年這兩個(gè)典型時(shí)期分別作為“正位相”時(shí)期和“負(fù)位相”時(shí)期（圖1），并以這兩個(gè)時(shí)期1月的平均風(fēng)場的差異（后者減去前者）來代表黃海冬季風(fēng)在1951—2000年間發(fā)生的變異（圖4）。本文中，若無特別說明，差異均指“負(fù)位相”時(shí)期減去“正位相”時(shí)期。圖4中黑色箭頭和紫色箭頭分別由NCEP／NCAR和ECMWF ERA－40再分析數(shù)據(jù)計(jì)算得到，受資料長度的限制，ERA－40的“正位相”時(shí)期定義為1958—1970年。我們之所以這樣做主要是因?yàn)榫€性變化趨勢是這50a變化趨勢的一階近似，而用這兩個(gè)時(shí)期的平均值之差可以很好地代表該線性變化的趨勢及大小，或者說是變異的特征及程度。由圖4可見，風(fēng)場異常在南黃海為東南風(fēng)異常，而在北黃?；旧鲜悄巷L(fēng)異常。盡管冬季風(fēng)異常在黃海各個(gè)區(qū)域上的特征有所差異，但總體上以南風(fēng)異常為主。由于黃海海區(qū)冬季風(fēng)主要以偏北風(fēng)為主，因此南風(fēng)異常致使冬季風(fēng)減弱，這與圖1和圖3的結(jié)果相一致。如果用ECMWF ERA－40［26］的風(fēng)場數(shù)據(jù)也可得到類似的結(jié)果（圖4中的紫色箭頭）。因此，可以認(rèn)為NCEP／NCAR的海表面風(fēng)場資料可以較為準(zhǔn)確的反映黃海實(shí)際風(fēng)場在1951—2000年間的冬季風(fēng)風(fēng)速變化趨勢和風(fēng)場變異特征。

圖3 中國沿岸11個(gè)氣象觀測站1月月平均實(shí)測風(fēng)速的變化Fig.3 Variations of the monthly averaged wind speeds observed at the 11meterological stations along the coast of China in January

圖4 1月冬季風(fēng)變異分布圖Fig.4 Distribution of the winter monsoon variations in January

2 黃海暖流的變異

2.1 數(shù)值模式與實(shí)驗(yàn)設(shè)計(jì)

盡管過去在黃海曾開展過大量的海洋觀測并獲取了相當(dāng)數(shù)量的觀測資料，但是這些資料主要是溫度和鹽度資料，海流的直接觀測資料卻極其匱乏，就其時(shí)間連續(xù)性和空間分布密度來說，歷史觀測資料無法滿足黃海暖流變異研究的需要。而海洋數(shù)值模式是克服觀測資料不足的一個(gè)重要而有效的手段，同時(shí)在研究影響海洋環(huán)流各個(gè)因子的作用機(jī)制方面具有觀測資料所不具備的優(yōu)越性。由于黃海是水深變化較緩的淺海（平均深度不足45m），在冬季風(fēng)導(dǎo)致的強(qiáng)烈的垂直混合作用下，冬季的黃?；旧鲜且粋€(gè)正壓的海洋，密度流很弱，其環(huán)流主要由風(fēng)驅(qū)動。因此，一個(gè)在風(fēng)場強(qiáng)迫下的二維正壓模式可以很好地再現(xiàn)黃海冬季環(huán)流的水平分布特征。本文所采用的模式是Fang等所建立的一個(gè)二維ADI正壓模式［27］。該模式曾多次用于研究中國近海冬季環(huán)流的特征和機(jī)制，包括黃海冬季環(huán)流［4］，取得了較好的結(jié)果。該模式的控制方程如下：

式中，u和v分別為垂直平均的流速東分量和北分量；t是時(shí)間；λ和φ分別為經(jīng)度和緯度；ζ為相對于未擾動海面的海面高度；H＝h＋ζ；R是地球半徑；a＝Rcosφ；g為重力加速度；f＝2Ωsinφ為科氏參數(shù)；r為底摩擦系數(shù)，通常表示為為底拖曳系數(shù)；μ為水平渦粘系數(shù)；τx，τy為風(fēng)應(yīng)力分量；▽2u和▽2v為水平摩擦項(xiàng)：

圖5所示的是數(shù)值模式的計(jì)算區(qū)域。為盡量減少人為邊界對模擬結(jié)果造成的影響，模式的計(jì)算區(qū)域不僅包括了整個(gè)黃海、渤海、東海，還包括了南海北部和西北太平洋的部分區(qū)域，覆蓋了由112°E到130°E，16°N到41°N的海域，水平分辨率為0.25°×0.25°。模式的地形考慮了實(shí)際海岸線并采用了實(shí)際水深，深度大于800m的以800m代替實(shí)際深度。計(jì)算區(qū)域共有4個(gè)開邊界，分別以A，B，C，D進(jìn)行標(biāo)識。黑潮由開邊界A進(jìn)入計(jì)算區(qū)域，對馬暖流、黑潮及琉球海流分別從B，C，D流出計(jì)算區(qū)域。在開邊界B，C，D的流量分別取2Sv［28］，25Sv［29］及16Sv［30］，它們的總和與開邊界A的入流流量相等以使計(jì)算區(qū)域的海水總量保持不變。由于冬季黃海環(huán)流主要受冬季風(fēng)的控制，對馬暖流、黑潮及琉球海流對其影響可以忽略不計(jì)，因此開邊界流量在下面的數(shù)值試驗(yàn)中均保持不變，不會因此而影響對黃海暖流變異的估算。

圖5 數(shù)值模式的計(jì)算區(qū)域及網(wǎng)格設(shè)置Fig.5 The domain for calculating with the numerical model and the design of grids

在研究海洋環(huán)流在一個(gè)較長時(shí)期中的變異時(shí)，一個(gè)通常被采用的方法是首先模擬海洋環(huán)流在這個(gè)長時(shí)期中的連續(xù)變化，然后選定兩個(gè)（或者多個(gè)）代表性時(shí)段并計(jì)算這兩個(gè)時(shí)段內(nèi)的平均環(huán)流，通過比較它們的差異研究環(huán)流的變異。但是本研究所關(guān)心的只是冬季環(huán)流的變異，如果采用上述的研究方法，則不得不模擬與本研究無關(guān)的其他幾個(gè)季節(jié)的環(huán)流，使計(jì)算量大大增加。為了使計(jì)算簡化同時(shí)突出我們所關(guān)心的問題，本研究采用了如下的數(shù)值試驗(yàn)方案：首先，選定“正位相”時(shí)期和“負(fù)位相”時(shí)期作為兩個(gè)代表性時(shí)段（圖1）并分別計(jì)算這兩個(gè)時(shí)段1月的多年平均風(fēng)場；然后，分別用這兩個(gè)風(fēng)場驅(qū)動二維正壓模式直至模式達(dá)到平衡態(tài)（即理論上講流場不再隨時(shí)間發(fā)生變化）從而得到兩個(gè)不同的流場，這兩個(gè)流場可以很好地代表“正位相”時(shí)期和“負(fù)位相”時(shí)期1月份的多年平均流場；最后，通過對比這兩個(gè)流場可以得到環(huán)流的異常分布從而發(fā)現(xiàn)環(huán)流的變異特征。在這個(gè)數(shù)值試驗(yàn)方案中，之所以僅選擇兩個(gè)代表性時(shí)段是因?yàn)榧撅L(fēng)的減弱在1951—2000年間的減弱趨勢基本上是線性的（圖1、圖3），因此“正位相”時(shí)期和“負(fù)位相”時(shí)期的差異就可以很好地代表減弱的趨勢。

2.2 數(shù)值模擬的結(jié)果分析

圖6顯示的是模式模擬的“正位相”和“負(fù)位相”時(shí)期1月份平均流場，圖中箭頭為流失量，等值線為流函數(shù)（等值線間隔為0.1Sv）。當(dāng)二維模式在風(fēng)場的強(qiáng)迫下達(dá)到平衡態(tài)時(shí)，其模擬的流場為定常流場，此時(shí)的流函數(shù)等值線（或者流線）與跡線（質(zhì)點(diǎn)運(yùn)動軌跡）相重合，因此流函數(shù)等值線可以很好地表征流場的水平分布特征和追溯各個(gè)海流的源地。從圖6我們可以清楚地看到模式很好地再現(xiàn)了黃海暖流、中國沿岸流、朝鮮沿岸流等主要流系，在黃海西部及東海西北部形成了一個(gè)氣旋式渦旋，而在黃海東部形成了一個(gè)反氣旋式渦旋。這些結(jié)果與Fang等［4］和Qiao等［31］的結(jié)果一致。

圖6 模式模擬的正、負(fù)位相時(shí)期的1月份平均流場Fig.6 The simulated mean current fields in January during the periods of positive phase and negative phase

對比這兩個(gè)典型時(shí)期的平均流場可以發(fā)現(xiàn)，雖然這兩個(gè)流場的水平分布特征十分相似，但在強(qiáng)度上卻有很大的不同。為了更好的說明二者的差異，我們給出了這兩個(gè)時(shí)期1月份平均流場的差異圖（圖7）。觀察發(fā)現(xiàn)，正、負(fù)位相時(shí)期流場的差異主要表現(xiàn)在南黃海中西部及東海西北部形成了一個(gè)反氣旋式環(huán)流異常，而在南黃海東部形成了一個(gè)非常弱的氣旋式環(huán)流異常，這與正、負(fù)位相時(shí)期平均流場分布特征恰好相反。在黃海中部形成的向南的環(huán)流異常使得黃海暖流減弱，而在中國沿岸向北的環(huán)流異常也使得沿岸流明顯減弱，在長江口附近及蘇北沿岸海區(qū)流速的異?？蛇_(dá)4cm／s。朝鮮沿岸流的流速雖然變化不大，但從流向的變化可以看出該區(qū)域的環(huán)流也是減弱的。因此，與正位相時(shí)期相比，負(fù)位相時(shí)期黃海的環(huán)流整體上是減弱的。值得注意的是，由于黃海中部向南的環(huán)流異常其主軸并不與黃海暖流主軸的位置一致，而是更加偏東一些，因此該環(huán)流異常不僅使黃海暖流減弱同時(shí)也使得黃海暖流的主軸位置向西偏移，變化幅度大約有0.5°。

圖7 正、負(fù)位相時(shí)期的1月份平均流場的差異Fig.7 Differences in mean current fields in January between the periods of positive and negative phases

圖8 經(jīng)水深平均后的冬季風(fēng)異常所對應(yīng)的旋度分布Fig.8 Distributions of the vorticities corresponding to the depth－averaged anomalies of the winter monsoon

從以上的數(shù)值模擬結(jié)果和分析可以看出，冬季風(fēng)的變異的確可以導(dǎo)致黃海環(huán)流的變異使黃海暖流減弱。然而，風(fēng)場的變異特征（圖4）與流場異常分布（圖7）并無一一對應(yīng)的關(guān)系。特別是在黃海中部，即黃海暖流的主軸附近，風(fēng)場的變異表現(xiàn)為東南風(fēng)異?；蚰巷L(fēng)異常，而環(huán)流異常卻是向南的，與風(fēng)場異?；痉聪颉Ｖ挥性谥袊匕逗统r沿岸海域環(huán)流異常才與風(fēng)場異常的方向保持基本一致。那么為什么環(huán)流的異常會有如此分布特征呢？黃海在強(qiáng)烈的冬季風(fēng)作用下，除了海表面風(fēng)導(dǎo)致的垂向強(qiáng)烈混合外，海表面因潛熱釋放導(dǎo)致的冷卻也會加劇垂向混合。強(qiáng)烈的垂向混合不僅使海溫在垂向上分布均勻，同時(shí)也使得上層流速較大的水體通過湍流混合進(jìn)入中層和下層，從而使得流速在垂向的分布上也較為均一。因此，作用于海表面的風(fēng)應(yīng)力可以看作是被均勻分布到各層流體上，即單位流體所受的風(fēng)應(yīng)力可以表示為因?yàn)棣?h，所以單位流體所受的風(fēng)應(yīng)力亦可近似表示為，這也就是說水深大的海域單位流體所受的風(fēng)應(yīng)力相對于水深淺的海域要小。這也就不難理解為什么當(dāng)近乎均勻的風(fēng)異常作用于黃海時(shí)，沿岸海域的海流是順風(fēng)的而中部深水區(qū)域的海流是逆風(fēng)的了，這一機(jī)制與黃海暖流形成的機(jī)制［4，14］完全一致。水深平均的風(fēng)場異常的旋度）圖更加清楚地顯示了這一點(diǎn)。從圖8可以看到在黃海西部旋度為負(fù)（藍(lán)色區(qū)域），而在黃海東部旋度為正（紅色區(qū)域），該分布特征與圖7所示的環(huán)流異常非常吻合。通過計(jì)算正負(fù)位相時(shí)期風(fēng)應(yīng)力及流速的變化發(fā)現(xiàn)，黃海海域風(fēng)應(yīng)力大約減小了22%，流速減小了20%以上，黃海暖流的體積輸送減少了近23%。這從另外一個(gè)方面也說明了冬季風(fēng)變異對黃海環(huán)流的重要影響。

2.3 環(huán)流變異與溫度鋒面

由于缺乏長時(shí)間序列的觀測資料特別是海流資料，因而無法利用觀測資料對數(shù)值模式模擬的黃海暖流的變異進(jìn)行直接驗(yàn)證。然而值得注意的是，北上的黃海暖流與南下的沿岸冷水通常都會在交匯處形成溫度鋒面。冬季在山東半島南部海域所形成的溫度鋒面是黃海暖流與沿岸流形成的最強(qiáng)的溫度鋒面之一。由于向南的沿岸流所造成的黃海水體流失是由黃海暖流來補(bǔ)償?shù)?，因此?dāng)黃海暖流強(qiáng)時(shí)沿岸流也會強(qiáng)，此時(shí)所形成的溫度鋒面的強(qiáng)度也就強(qiáng)。反之，當(dāng)黃海暖流變?nèi)鯐r(shí)，鋒面強(qiáng)度也會隨之減弱。因此，鋒面強(qiáng)度的變化可以很好地反映黃海暖流的強(qiáng)弱變化。

本文使用1977—2000年36°N斷面2月的實(shí)測海表溫度資料以及1985—2000年AVHRR Pathfinder衛(wèi)星觀測的海表面溫度數(shù)據(jù)來分析山東半島南部海域溫度鋒面強(qiáng)度的變化規(guī)律。鋒面的強(qiáng)度以120°30′～122°00′E平均海表溫度與122°30′～124°00′E平均海表溫度之差（后者減去前者）來表征，其變化特征如圖9所示。其中，實(shí)線為器測數(shù)據(jù)，虛線為衛(wèi)星觀測。由圖可見，1985—2000年，也就是既有器測資料又有衛(wèi)星資料的這段時(shí)間內(nèi)，這兩種不同來源的資料所得到的36°N溫度鋒面的變化趨勢是基本一致的。這種一致性表明器測資料是可靠的?？v觀器測數(shù)據(jù)和衛(wèi)星數(shù)據(jù)得到的1977—2000年間36°N溫度鋒面的變化可以發(fā)現(xiàn)，山東半島南部海域溫度鋒面的強(qiáng)度總體上呈現(xiàn)不斷減弱的趨勢。這與數(shù)值模式得到的黃海暖流的減弱趨勢相一致，表明數(shù)值模式模擬的黃海暖流的變異是確實(shí)存在的。

圖9 2月份36°N海表溫度鋒面強(qiáng)度隨時(shí)間的變化Fig.9 Variations of the surface temperature front along 36°N in February

3 結(jié) 論

通過對比NCEP／NCAR再分析資料與沿岸氣象臺站的觀測數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)，NCEP／NCAR再分析資料能夠很好地反映黃海冬季風(fēng)在1951—2000年間的總體減弱趨勢。對比1951—1970年（正位相）和1981—2000年（負(fù)位相）兩個(gè)時(shí)期的1月份多年平均風(fēng)場發(fā)現(xiàn)，黃海冬季風(fēng)發(fā)生了明顯的變異，風(fēng)場異常在南黃海以東南風(fēng)為主，在北黃海以南風(fēng)為主。

利用一個(gè)二維正壓的ADI模式，分別對正位相和負(fù)位相時(shí)期黃海1月份平均環(huán)流狀況進(jìn)行了模擬。通過對比發(fā)現(xiàn)，黃海環(huán)流在1951—2000年間發(fā)生了明顯的變異，流場變異的主要特征為：在南黃海中部和西部形成了一個(gè)反氣旋式環(huán)流異常，而在東部則形成了一個(gè)弱的氣旋式環(huán)流異常。環(huán)流異常在黃海中部表現(xiàn)為南向流，使得黃海暖流明顯減弱同時(shí)使得黃海暖流的主軸發(fā)生西移。模式所模擬的冬季黃海暖流及沿岸流的減弱在1977—2000年36°N斷面觀測的海表面溫度的變化趨勢中得到了印證。進(jìn)一步的分析發(fā)現(xiàn)，環(huán)流的異常與水深平均下的冬季風(fēng)風(fēng)應(yīng)力變異的旋度場吻合良好，表明冬季風(fēng)場變異和水深分布是造成黃海環(huán)流變異的主要因子。

需要指出的是，本研究僅考慮了在冬季風(fēng)作用的情形下對黃海暖流及沿岸流變異進(jìn)行的評估，沒有考慮相關(guān)流系如黑潮、對馬暖流等以及溫鹽結(jié)構(gòu)等的長期變化對黃海暖流及沿岸流的影響。另外，本研究所采用的模式也僅是一個(gè)二維的正壓模式，雖然該模式能夠較好地再現(xiàn)黃海冬季環(huán)流狀況，但無法描述流場在垂向上的分布變化特征。因此，在下一步的研究中應(yīng)考慮采用三維模式、充分考慮溫鹽結(jié)構(gòu)、海氣界面的水汽和熱量交換、以及黑潮等相關(guān)流系的變化在黃海暖流及沿岸流變異方面的作用，對環(huán)流變異做更加完整、細(xì)致的研究與評估。

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