張艷勝 于 非 司廣成

(1. 中國科學(xué)院海洋研究所 青島 266071; 2. 中國科學(xué)院大學(xué) 北京 100049)

釣魚島位于東海南部, 由四座相鄰的島嶼組成,位置在 123°27′E, 25°44′N。東海是世界最大的邊緣海之一, 面積為 70多萬平方公里, 其大陸架也是世界上最寬廣的大陸架之一。受季風(fēng)的影響, 東海的水文特征存在明顯的季節(jié)變化(蔡榕碩等, 2011, 2015) 。同時, 黑潮入侵水、臺灣海峽水以及沿岸水相互作用對東海的水團結(jié)構(gòu)和環(huán)流特征有重要的影響(馬超,2009) 。

黑潮發(fā)源于菲律賓東南, 是北赤道流向北的一個分支, 沿著北太平洋西部邊緣向北流動。黑潮相對其流經(jīng)的海域具有高溫高鹽的特性, 在流經(jīng)中國近海時, 有分支通過臺灣東北海域的北棉花峽谷(North Mien Hwa Canyon)入侵東海陸架(Qiuet al, 1990;Tanget al, 1999), 將大洋中的變化信息傳入中國近海(于非等, 2002), 引起中國近海環(huán)流的變化。黑潮入侵東海陸架最先在臺灣東北與海底地形相互作用, 引起黑潮次表層水涌升而形成臺灣東北冷渦(Fan, 1980;孫湘平等,1997;2002)。Liu等(1992)發(fā)現(xiàn)季風(fēng)的轉(zhuǎn)向?qū)ε_灣東北冷渦有明顯的調(diào)制作用, Lin等(1992)、郭炳火等(1995)以及孫湘平等(1997)分別對臺灣東北冷渦進行了分類。關(guān)于黑潮入侵陸架路徑的觀點眾多,Kondo(1985)指出有分支從臺灣東北海域的黑潮分離出來后, 大致沿著123°E線向北流到杭州灣外, 日本學(xué)者稱之為“黑潮分支”(Kuroshio branch); Su(1987,1994)認為黑潮次表層水入侵陸架后主要沿著100—200m等深線流向陸架波折帶, 未入侵100m等深線以西海域; 楊德周(2011)提出夏季東海陸架上存在兩個黑潮底部分支, 與黑潮表層分支構(gòu)成了東海陸架黑潮入侵的反氣旋樓梯狀三維結(jié)構(gòu), 并給出了各個分支的來源和路徑。

20世紀70年代以來, 隨著衛(wèi)星遙感技術(shù)開始應(yīng)用在海洋學(xué)中, 發(fā)現(xiàn)黑潮和灣流這樣的強大洋流的邊緣位置都不是平滑的, 鋒面區(qū)存在十分復(fù)雜活躍的海洋動力現(xiàn)象, 其中鋒面渦是其中最重要的現(xiàn)象之一, 它們是水交換過程中最重要的因素。鋒面渦由夾帶的暖絲以及位于陸架殘留水和灣流水之間的氣旋式、涌升的冷核構(gòu)成(Haney, 1986)。Glenn等(1994)根據(jù)灣流主軸彎曲幅度將灣流區(qū)域的鋒面渦分為兩種類型, 一種是發(fā)生在小彎曲期間, 鋒面渦接近100m等深線, 暖絲結(jié)構(gòu)僅僅能延伸到中部陸架外;另一種是發(fā)生在大彎曲期間, 鋒面渦出現(xiàn)在離岸海域, 但其暖絲結(jié)構(gòu)可以延伸到內(nèi)陸架。Paluszkiewicz等(1983)根據(jù)衛(wèi)星和水文數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)在 1982年 4月 4日到 6日一個鋒面渦從灣流主軸分離出去, 然后以30cm/s的速度向西南方向移動。Haney(1986)提出鋒面渦核心處是富含營養(yǎng)鹽的冷水, 鋒面渦核心處的海鳥密度是周圍海域的 21倍。在黑潮流區(qū), 日本土佐灣的衛(wèi)星圖像顯示當黑潮主軸向離岸方向移動時,由于地形的作用, 產(chǎn)生了一個氣旋式的鋒面渦。不同于在灣流處發(fā)現(xiàn)的鋒面渦, 該渦鋒面形狀是不對稱的, 底層水的涌升不能明顯的影響表層溫度分布(Toda, 1993)。Yanagi等(1998)根據(jù) CTD、ADCP以及衛(wèi)星示蹤漂流浮標的資料分析了東中國海陸架邊緣黑潮鋒面渦的三維結(jié)構(gòu)。在 5月份陸架低鹽水從24.5σθ等密度面入侵黑潮次表層, 在鋒面渦區(qū)域存在逆鹽現(xiàn)象(Isobeet al,2004)。Okazaki等(2002)、Nakata等(2000)等研究了黑潮延伸體海域的鋒面渦對鳳尾魚的影響。當黑潮沿著大陸坡流動時, 由于其主軸的非線性不穩(wěn)定, 鋒面區(qū)的波動周期大約為 10—20天(Zhenget al, 1993); 而且黑潮附近中尺度渦對黑潮流量存在一定的影響(袁耀初等, 2006)。Guo等(1991)首先估計東海東北部鋒面渦隨黑潮主軸移動的速度為30cm/s , 其后(Guoetal, 1997)根據(jù)衛(wèi)星圖像及水文資料, 揭示了鋒面渦在陸架水和黑潮水水交換中的作用, 對于整個東海陸架邊緣, 鋒面渦作用可使1.8×106m3/s的陸架混合水卷入黑潮。加強東海陸架中尺度渦研究對研究黑潮水與陸架水的交換具有重要意義。

Qiao 等(2005)根據(jù)2003年夏季走航觀測的CTD資料以及錨定 ADCP的海流資料分析發(fā)現(xiàn): 東海南部大陸架淺水區(qū)暖水和大陸坡暖水之間夾著一條冷水帶, 整體呈現(xiàn)三明治結(jié)構(gòu); 冷水帶上有三個冷核心,釣魚島東北的冷核心具有上凸的溫鹽等值線, 在ADCP觀測點的各層日平均水平速度的垂直結(jié)構(gòu)呈β-螺旋狀, 認為此處存在一個中尺度冷渦。

2001年夏季調(diào)查發(fā)現(xiàn), 釣魚島東北海域存在由底層水涌升而形成的冷渦, 該渦引起的等溫線上凸主要在躍層附近, 海表層表現(xiàn)不明顯, 所以難以用衛(wèi)星圖像和衛(wèi)星數(shù)據(jù)來識別該渦, 只能依靠區(qū)域海洋的溫鹽垂直結(jié)構(gòu)來分析。釣魚島東北海域正是我國傳統(tǒng)漁場-釣魚島漁場, 該漁場是綠鰭馬面最主要的產(chǎn)卵漁場(方瑞生等, 1986)。底層水的涌升將會攜帶大量的營養(yǎng)鹽(Chernet al, 1990; Gonget al, 1996),使此海域的初級生產(chǎn)力升高, 進而為此海域帶來豐富的漁業(yè)資源。了解釣魚島東北冷渦特征以及生長消亡規(guī)律對該海域漁業(yè)資源的開發(fā)和生態(tài)環(huán)境的保護具有重要的意義。

1 資料概述

為研究釣魚島東北冷渦的三維結(jié)構(gòu)和生長消亡規(guī)律, 搜集了該海域的多年調(diào)查資料, 包括中日黑潮聯(lián)合調(diào)查的資料、國家自然科學(xué)基金委東海開放航次以及中國科學(xué)院海洋先導(dǎo)科技專項航次資料, 共計 7個航次的調(diào)查資料, 具體信息見表1。

表1 各航次信息Tab.1 Details of the cruises

2 結(jié)果與分析

2.1 釣魚島東北冷渦特征

1987年8 月、2001年8月以及2003年8月三個調(diào)查航次的資料揭示了釣魚島東北冷渦的存在及其空間特征。

1987年 8月中日黑潮聯(lián)合調(diào)查在釣魚島東北海域觀察到了冷水涌升的現(xiàn)象。從圖1a底層鹽度分布(圖中黑色點代表站位, 菱形代表釣魚島的位置)觀察到在釣魚島東北海域存在一個高鹽區(qū)域, 最高鹽度為 34.80。在高鹽核兩側(cè)的 S5、S6斷面(1c、d)上存在明顯的冷水涌升的現(xiàn)象, 等溫線凸起的趨勢可以達到水深40m層以淺, 40m層以下溫度比周圍海域同深度低 2—3°C。

2001年8 月的調(diào)查站位布設(shè)更密集, 更細致的揭示了釣魚島東北冷渦的特征。同時, 也展現(xiàn)了東海南部的渦旋空間分布。

根據(jù)圖 2a(袁耀初等, 2007), 東海南部存在東海西南部反氣旋暖渦, 臺灣島東北氣旋式冷渦。管秉賢(1983)、Su 等(1987)以及 Wang 等(1987)討論了東海西南部暖渦的形成機制和水體來源, 尚未形成一致的認識。孫湘平等(1997)、修樹孟等(2001)以及王甜甜等(2008)討論了臺灣東北冷渦的類型、結(jié)構(gòu)、特點、季節(jié)變化以及其形成機制。對比2001年8月50m層的溫度分布(圖2b), 可以在大致相同的位置觀察到東海西南部暖渦和臺灣東北冷渦, 表明該調(diào)查準確地展現(xiàn)了東海南部的渦旋分布。在釣魚島東北海域可以觀察到一個非常強的冷渦, 將其命名為釣魚島東北冷渦。釣魚島東北冷渦的尺度稍小于東海西南部暖渦,大于臺灣東北冷渦, 是一個很強的中尺度冷渦, 可能對東海流場及水團分布產(chǎn)生重要的影響, 具有一定的研究價值。

圖3是2001年8月調(diào)查站位(3a)、密度σ=22.50kg/m3的深度場(3b)以及水深50m層的溫鹽場(3c、d)。釣魚島東北海域海水的等密面深度比周圍海域高出15—20m; 并且存在高鹽和低溫的區(qū)域, 高鹽和低溫區(qū)域的尺度在 150km左右, 高鹽區(qū)域核心鹽度為34.40, 鹽度比周圍海域高出 0.50以上, 低溫區(qū)域核心溫度為22°C, 溫度比周圍海域低2°C以上, 兩個核心位置基本重疊, 在(123.6°E, 26.7°N)附近。

圖1 1987年8月底部鹽度分布以及S5和S6斷面位置及其溫度分布Fig.1 Salinity of the bottom layer and temperature of the sections S5, S6 in Aug., 1987

圖2 東海及其附近渦旋和溫度分布綜合示意圖Fig.2 Distributions of eddies and temperature in East China Sea and adjacent areas

圖3 2001年8月調(diào)查站位及其各參數(shù)分布圖Fig.3 Station deployment and investigation items in Aug., 2001

根據(jù)穿過冷渦的斷面溫鹽分布(圖 4)發(fā)現(xiàn): 溫鹽等值線都是上凸的, 凸起的趨勢可以達到水深 30m層以淺, 但不能從海表面露頭; 其中 34.20的等鹽線可以到30多米的深度, 比周圍海域的34.20等鹽線高出 20—40m, 冷渦核心處最大鹽度為 34.75, 比周圍同深度鹽度高近1.00, 最大鹽度深度為75m左右; 冷渦核心處30m層以上被高于28°C的暖水所占據(jù), 30m到50m左右為溫度從28°C降低到20°C的溫躍層, 最大溫度梯度達0.50°C/m, 50m層以下溫度低于20°C。

2003年 8月的調(diào)查同樣觀察到了釣魚島東北冷渦。從圖5b等密度面σ=22.50kg/m3的深度分布發(fā)現(xiàn),釣魚島東北海域海水的等密面深度比周圍海域高出10—15m; 50m層溫度分布(圖5c)存在明顯的低溫區(qū),低溫區(qū)尺度在 150km左右, 溫度比周圍海域溫度低2—3°C。Qiao 等(2005)根據(jù)同時期位于 P 點(圖 5c)的ADCP的流速資料發(fā)現(xiàn)日平均的水平速度在垂直方向呈β-螺旋狀結(jié)構(gòu), 并且計算發(fā)現(xiàn)此地存在上升流。

圖4 2001年8月穿過冷渦斷面的溫、鹽分布Fig.4 Temperature and salinity distributions across eddy in Aug., 2001

圖5 2003年8月調(diào)查站位及其各參數(shù)分布圖Fig.5 Station deployment and investigation items in Aug., 2003

冷渦邊緣(圖 6a、b、c)和中心(圖 6d、e、f)兩個斷面的溫鹽等值線都是上凸的, 其上凸的趨勢達到40m 層以淺; 冷渦邊緣斷面上 34.20等鹽線可以到30m 附近, 最大鹽度為 34.65, 稍低于中心處最大鹽度34.75; 40m層以上被高于28°C的暖水占據(jù), 40m到65m的深度為28°C到20°C的溫躍層。在冷渦的中心位置存在鹽度 34.75的高鹽核, 深度在 75m左右,34.20的等鹽線可以到30m層以淺, 比西側(cè)海域高出接近 50m; 同樣的冷渦核心處上層被高于 28°C的暖水占據(jù), 溫躍層厚度約為 20m, 最大溫度梯度達0.50°C/m, 水深 65m 以下溫度低于 20°C, 與 2001年8月此海域出現(xiàn)的冷渦特征基本一致。

圖6 2003年8月穿過冷渦的兩個斷面溫鹽分布圖Fig.6 Profiles of temperature and salinity at two cross-eddy sections in Aug., 2003

基于多年的資料, 證實了釣魚島東北海域存在冷渦, 并首次將其命名為“釣魚島東北冷渦”, 該渦是由于底層海水涌升而形成的中尺度冷渦, 其溫鹽等值線上凸的趨勢可以達到 30m層以淺, 但并不能露頭, 所以不能從海表層的溫鹽特征識別該渦, 該渦尺度在 150km 左右, 其水團特征鹽度為 34.70—34.80,特征溫度低于20°C;從50m層的水文特征來看, 釣魚島東北冷渦的位置每年基本不變, 在123.2—124.2°E,26—27°N 內(nèi)。

2.2 釣魚島東北冷渦生長消亡規(guī)律

圖7是春季(1987年4月)的底層、表層以及離底10m水層的鹽度圖。除長江口外海以外, 鹽度等值線基本平行于岸線, 鹽度由近海向外海遞增; 可以清楚的看到長江沖淡水的存在, 從表至底都是向東南方向延伸, 表層向外延伸最遠可達到28°N、125°E。在釣魚島的東北海域觀察不到類似于1987年8月的高鹽核。

S4斷面溫鹽圖(圖8)中鹽度和溫度都表現(xiàn)為從近海向外海增大, 但是鹽度等值線從底層向表層傾斜,溫度等值線為表層向底層傾斜, 其主要原因是黑潮次表層水鹽度最高, 黑潮表層水溫度最高(張緒東等,2004)。春季在釣魚島東北海域不存在海水涌升的現(xiàn)象, 冷渦尚未形成。

夏季共有1987年8月、2001年8月、2003年8月和 2011年 6月四個航次的資料, 細致的體現(xiàn)了釣魚島東北冷渦的特征。

從圖1可以觀察到釣魚島東北冷渦。從底層鹽度可以觀察到釣魚島東北海域存在一個高鹽核, 最高鹽度為 34.80, 判斷為黑潮次表層水。高鹽核兩側(cè)斷面S5和S6都可以觀察到低溫水的涌升, 向上凸起的等溫線可以到40m的深度; 此時冷渦存在且較強。

2001年8 月(圖3, 4)更清楚的揭示了釣魚島東北冷渦的特征。從圖3c和3d的50m層的溫鹽分布, 可以看出釣魚島東北海域存在高鹽低溫的核心, 圖4中穿過冷渦核心的斷面, 也可以觀察到上凸的溫鹽等值線。此時, 釣魚島東北冷渦特征非常明顯。

2003年8 月的調(diào)查(圖5)也在大致同樣的位置觀察到了釣魚島東北冷渦。根據(jù)斷面的溫鹽分布(圖 6)以及 50m層的溫度分布圖可以確定釣魚島東北冷渦的存在。

圖7 1990年4月鹽度分布Fig.7 Salinity distribution in Apr., 1990

圖8 S4斷面鹽度和溫度場Fig.8 Salinity (left) and temperature (right) at Section S4

2011年 6月也觀察到了釣魚島東北冷渦。圖 9是2011年6月的調(diào)查站位以及DH7斷面的溫鹽分布。根據(jù)前面的調(diào)查, DH7斷面站位可以達到往年釣魚島東北冷渦的邊緣位置, DH7斷面溫鹽分布顯示, 在該斷面的最東側(cè)溫鹽等值線都是上凸的, 底部的鹽度最大值為 34.60, 溫度在 60m 層以下低于 20°C。在50m層的深度, 最東側(cè)涌升區(qū)鹽度比周圍海域高0.30,溫度低2—3°C, 與2003年8月冷渦邊緣位置的斷面的溫鹽特征基本一致, 可以確定是釣魚島東北冷渦。每年夏季釣魚島東北冷渦都存在且特征基本一致。

圖9 2011年6月調(diào)查站位以及DH7斷面溫鹽分布Fig.9 Stations deployment (a), salinity (b), and temperature (c) at Section DH7 in Jun., 2011

圖10是秋季(1990年10月)的底部鹽度以及50m層的溫鹽分布圖, 發(fā)現(xiàn)在釣魚島東北海域不存在高鹽區(qū)域和低溫區(qū)域, 從此時的 50m層溫鹽分布觀察不到釣魚島東北冷渦的存在的跡象。

圖10 1990年10月底層鹽度以及50m層的溫鹽分布Fig.10 Distributions of salinity at bottom layer (a), temperature at 50m (b); and salinity at 50m (c) in Oct., 1990

S4斷面上的溫鹽分布(圖 11)顯示: 該海域上層混合均勻, 底層存在向上凸起的溫鹽等值線, 鹽度等值線上凸不高于 60m層, 最大的鹽度為 34.60, 向上涌升的強度明顯弱于夏季(8月); 底層冷水在同樣的位置也有上凸的現(xiàn)象, 也不高于60m層, 60m到70m為梯度最大達到0.50°C/m的溫躍層, 從溫度來看, 涌升強度同樣弱于夏季(8月)。

秋季釣魚島東北冷渦依舊存在, 但是強度非常弱, 只有在近底層才可以觀察到海水涌升的現(xiàn)象, 上凸不高于60m的深度。

圖11 1990年10月S4斷面的溫鹽分布圖Fig.11 Temperature and salinity at the section S4 in Oct., 1990

圖12 1987年12 月S7斷面、底層鹽度以及50m鹽度和溫度分布Fig.12 Distributions of salinity at the bottom (a) and at 50m depth (b), and temperature at 50m across Section S7 in Dec., 1987

圖13 S7斷面溫鹽分布Fig.13 Profiles of salinity (left) and temperature (right) at Section S7

圖 12是冬季(1987年 12月)底層鹽度以及 50m層鹽度和溫度分布圖。底層鹽度分布顯示從臺灣島向東北方向延伸出一條高鹽帶, 鹽度達到 34.80, 高于兩側(cè)的淺水區(qū)和黑潮區(qū), 該高鹽帶的海水只可能來自于黑潮次表層水, 然而, 釣魚島東北海域并不存在類似于夏季(1987年 8月)的高鹽核。從 50m層溫鹽場來看, 在釣魚島東北海域沒有冷渦存在的跡象。

S7斷面底部為冷水, 在斷面的最東邊是黑潮暖水, S7斷面上幾乎全部為鹽度34.50—34.60的高鹽水,但是不存在海水涌升的現(xiàn)象, 冬季釣魚島東北冷渦不存在。

3 結(jié)論

本文根據(jù)1987年8月和12月、1990年4月和10月、2001年8月、2003年8月以及2011年6月以上7個航次的調(diào)查數(shù)據(jù), 發(fā)現(xiàn)夏秋季節(jié)在釣魚島東北海域存在一個冷渦, 首次將在該海域出現(xiàn)的冷渦命名為“釣魚島東北冷渦”, 并初步分析了該冷渦特征及其生長消亡規(guī)律。結(jié)果表明: (1)釣魚島東北冷渦是由于底層海水涌升而形成的中尺度冷渦, 其溫鹽等值線上凸的趨勢可以達到 30m層以淺, 但并不能露頭, 所以不能從海表層的溫鹽特征識別該渦, 只能依靠區(qū)域海洋的溫鹽垂直結(jié)構(gòu)來加以分析。

(2) 釣魚島東北冷渦的尺度在150km左右, 其水團特征鹽度為34.70—34.80, 特征溫度低于20°C; 冷渦區(qū)域上層為溫度高于 28°C的暖水, 下層為溫度低于 20°C的冷水, 中間溫躍層厚度在20m左右, 溫度跨度從 28°C 到 20°C, 溫度梯度最大達到 0.50°C/m;34.20等鹽線可以上凸到30m層以淺, 此深度水溫約為 25°C; 從 50m 層的溫鹽特征來看, 釣魚島東北冷渦的位置每年基本不變, 在 123.2—124.2°E, 26—27°N 內(nèi)。

(3) 釣魚島東北冷渦是季節(jié)性冷渦, 每年夏季都會出現(xiàn), 5、6月份開始形成, 10月份還可以觀察到該渦, 此時該渦已很弱, 僅可以在近底層觀察到海水涌升的跡象, 涌升不高于60m層, 12月份的調(diào)查顯示該冷渦已完全消失; 8月份是該冷渦強度最強的時間,此時, 34.20鹽度等值線凸起可以達到30m層以淺, 此深度的溫度為25°C。

釣魚島東北冷渦具有明顯的季節(jié)性, 夏季是擁有資料最多的季節(jié), 也是該渦最強的季節(jié), 所以對該渦特征有比較清楚的認識, 但由于資料的不連續(xù), 不能準確得到該渦出現(xiàn)和消失的時間, 需要更多的調(diào)查或者數(shù)值模擬來進一步研究。

于 非, 臧家業(yè), 郭炳火等, 2002. 黑潮水入侵東海陸架及陸架環(huán)流的若干現(xiàn)象. 海洋科學(xué)進展, 20(3): 21—28

馬 超, 2009. 黑潮對東中國海主要流系的影響. 青島: 中國海洋大學(xué)博士學(xué)位論文

王甜甜, 康建成, 李衛(wèi)江等, 2008. 臺灣東北海域冷渦-上升流系統(tǒng)冬、夏季溫度三維結(jié)構(gòu). 熱帶海洋學(xué)報, 27(6): 6—13

方瑞生, 鄭元甲, 1986. 釣魚島近海的渦旋及其與馬面漁場的關(guān)系. 水產(chǎn)學(xué)報, 10(2): 161—176

孫湘平, 修樹孟, 1997. 臺灣東北海域冷渦的分析. 海洋通報,16(2): 1—10

孫湘平, 修樹孟, 2002. 臺灣東北海域冷水塊的特征. 黃渤海海洋, 20(1): 1—10

楊德周, 2011. 東海陸架黑潮入侵及生態(tài)響應(yīng)數(shù)值模擬研究.青島: 中國科學(xué)院研究生院(海洋研究所)博士學(xué)位論文

張緒東, 張國友, 佟 凱等, 2004. 黑潮源區(qū)海域水團分析.海洋通報, 23(1): 15—21

修樹孟, 王 克, 孫培光, 2001. 臺灣東北海域冷渦及其變異的遙感信息研究——Ⅰ. 冷渦的季節(jié)性變化. 黃渤海海洋,19(2): 57—64

袁耀初, 楊成浩, 王彰貴, 2006. 2000年東海黑潮和琉球群島以東海流的變異Ⅰ.東海黑潮及其附近中尺度渦的變異.海洋學(xué)報, 28(2): 1—13

袁耀初, 管秉賢, 2007. 中國近海及其附近海域若干渦旋研究綜述Ⅱ.東海和琉球群島以東海域. 海洋學(xué)報, 29(2):1—17

郭炳火, 萬邦君, 湯毓祥, 1995. 東海海洋鋒的波動及演變特征. 黃渤海海洋, 13(2): 1—10

蔡榕碩, 張俊鵬, 齊慶華, 2015. 東亞季風(fēng)在東中國海海面高度變化中的作用. 應(yīng)用海洋學(xué)學(xué)報, 34(2): 151—158

蔡榕碩, 陳際龍, 譚紅建, 2011. 全球變暖背景下中國近海表層海溫變異及其與東亞季風(fēng)的關(guān)系. 氣候與環(huán)境研究,16(1): 94—104

管秉賢, 1983. 黑潮源地區(qū)域若干冷暖渦的主要特征. 見: 第二次中國海洋湖沼科學(xué)會議論文集. 北京: 科學(xué)出版社

Chern C S, Wang J, Wang D P, 1990. The exchange of Kuroshio and East China Sea shelf water. Journal of Geophysical Research: Oceans, 95(C9): 16017—16023

Fan K L, 1980. On upwelling off northeastern shore of Taiwan.Acta Oceanogr Taiwanica, 11: 105—117

Glenn S M, Ebbesmeyer C C, 1994. Observations of Gulf Stream frontal eddies in the vicinity of Cape Hatteras. Journal of Geophysical Research: Oceans, 99(C3): 5047—5055

Gong G C, Chen Y L L, Liu K K, 1996. Chemical hydrography and chlorophyll a distribution in the East China Sea in summer: implications in nutrient dynamics. Continental Shelf Research, 16(12): 1561—1590

Guo B H, Ge R F, 1997. Role of Kuroshio frontal eddy in exchange between shelf water and Kuroshio water in East China Sea. Acta Oceanologica Sinica, 16(1): 1—18

Guo B H, Xiu S M, Ishii Het al, 1991. Kuroshio warm filament and the source of the warm water of the Tsushima current.Acta Oceanologica Sinica, 10(3): 325—340

Haney J C, 1986a. Seabird affinities for Gulf Stream frontal eddies: responses of mobile marine consumers to episodic upwelling. Journal of Marine Research, 44(2): 361—384

Haney J C, 1986b. Seabird segregation at Gulf Stream frontal eddies. Marine Ecology Progress Series, 28(3): 279—285

Isobe A, Fujiwara E, Chang P Het al, 2004. Intrusion of less saline shelf water into the Kuroshio subsurface layer in the East China Sea. Journal of Oceanography, 60(5): 853—863.

Kondo M, 1985. Oceanographic investigations of fishing grounds in the East China Sea and the Yellow Sea, I. Characteristics of the mean temperature and salinity distributions measured at 50 m and near the bottom. Bulletin of the Seikai Regional Fisheries Research Laboratory, 62: 19—66

Lin C Y, Shyu C Z, Shih W H, 1992. The Kuroshio fronts and cold eddies off northeastern Taiwan observed by NOAA-AVHRR imageries. Terrestrial, Atmospheric and Oceanic Sciences, 3(3): 225—242

Liu K K, Gong G C, Shyu C Zet al, 1992. Response of Kuroshio upwelling to the onset of the northeast monsoon in the sea north of Taiwan: observations and a numerical simulation.Journal of Geophysical Research: Oceans, 97(C8):12511—12526

Nakata H, Kimura S, Okazaki Yet al, 2000. Implications of meso-scale eddies caused by frontal disturbances of the Kuroshio Current for anchovy recruitment. ICES Journal of Marine Science, 57(1): 143—152

Okazaki Y, Nakata H, Kimura S, 2002. Effects of frontal eddies on the distribution and food availability of anchovy larvae in the Kuroshio Extension. Marine and Freshwater Research,53(2): 403—410

Paluszkiewicz T, Atkinson L P, Posmentier E Set al, 1983.Observations of a loop current frontal eddy intrusion onto the West Florida Shelf. Journal of Geophysical Research:Oceans, 88(C14): 9639—9651

Qiao F L, Zheng Q A, Ge R Fet al, 2005. Cruise observations of a cold core ring and β - spiral on the East China Sea continental shelf. Geophysical Research Letters, 32(2):L02601

Qiu B, Imasato N, 1990. A numerical study on the formation of the Kuroshio Counter Current and the Kuroshio Branch Current in the East China Sea. Continental Shelf Research,10(2): 165—184

Su J L, Pan Y Q, 1987. On the shelf circulation north of taiwan.Acta Oceanologica Sinica, 6(S1): 1—20

Su J L, Pan Y Q, Liang X S, 1994. Kuroshio intrusion and Taiwan warm current. In: Zhou D, Liang Y B, Zeng C K eds.Oceanology of China Seas. Netherlands: Springer, 59—70

Tang T Y, Hsueh Y, Yang Y Jet al, 1999. Continental slope flow northeast of Taiwan. Journal of Physical Oceanography,29(6): 1353—1362

Toda T, 1993. Movement of the surface front induced by Kuroshio frontal eddy. Journal of Geophysical Research:Oceans, 98(C9): 16331—16339

Wang W, Su J L, 1987. A barotropic model of the kuroshio system and eddy phenomena in the east China sea. Acta Oceanologica Sinica, 6(S1): 21—35

Yanagi T, Shimizu T, Lie H J, 1998. Detailed structure of the Kuroshio frontal eddy along the shelf edge of the East China Sea. Continental Shelf Research, 18(9): 1039—1056

Zheng Y F, Huang W M, Nakamura Y, 1993. A preliminary analysis on the characteristics of the kuroshio frontal eddy in the East China Sea in spring. Chinese Journal of Oceanology and Limnology, 11(3): 276—284