鄭洋洋,王惠群,管衛(wèi)兵*,,楊成浩,黃海龍,楊 昀

(1.衛(wèi)星海洋環(huán)境動力學國家重點實驗室,浙江 杭州 310012; 2.國家海洋局 第二海洋研究所,浙江 杭州 310012; 3.浙江大學 海洋學院,浙江 舟山 316021)

0 引言

東中國海是典型的陸架淺海,北部海底形成的黃海槽水深60～80 m,北淺南深；南部平均水深370 m,最深2 940 m。海底地形較為復雜,西南大陸架淺水區(qū)三角洲覆蓋,坡度陡峭,東南大陸坡深水區(qū)平坦開闊。黑潮及其延伸體具有高溫、高鹽特征,由南向北；沿岸流系具有低鹽特征,由北向南,總體上形成一個氣旋式環(huán)流。東中國海受季風驅動,環(huán)流特征隨季節(jié)變化顯著,形成復雜的環(huán)流系統(tǒng),其動力結構和形成機制一直是研究的熱點。

我國早在20世紀就對東中國海進行了海洋綜合調查,針對黃海暖流、臺灣暖流的徑流、流量、溫度、鹽度、渦旋及海洋鋒做了許多工作。鮑獻文[1]認為臺灣暖流的兩個分支表現(xiàn)出季節(jié)性變化特征,冬季北分支流速較小,流輻較窄；東分支的流輻則比夏季寬。黃海暖流僅在冬季出現(xiàn),支持“黃海暖流是一強北風作用下的補償性海流”觀點。冬季黃海暖流受偏北風的影響較大,呈現(xiàn)兩分支,其中西分支是黃海暖流的核心。黃海中部夏季環(huán)流非常弱,沿其冷水團的邊緣呈現(xiàn)逆時針的水平環(huán)流。蘇紀蘭[2]總結了國內外對我國近海環(huán)流所作的工作,對東中國海環(huán)流的主要動力機制也作出了評述。湯毓祥 等[3]指出南黃海環(huán)流存在明顯的季節(jié)變異,黃海暖流的路徑和強度均有一定的年際變化。概括而言,以往中國海的環(huán)流研究主要集中在冬、夏兩個季節(jié),而對春季的研究很少。

關于東中國海環(huán)流的數(shù)值模擬,前人已做了很多研究：可分為二維正壓模式、三維正壓模式以及三維斜壓模式。早期主要借助于單層二維模式[4-5],隨后三維模式運用到東中國海,前期采用三維正壓模式[6-7],喬方利 等[8]用水平分辨率為0.25°的POM模擬黃海和東海的環(huán)流特征,模式考慮了潮流對環(huán)流的影響,模擬得到的環(huán)流特征與觀測結果符合較好。黑潮的斜壓特性使得正壓模擬結果偏小,李微翡和趙保仁[9]應用POM模式考慮了海底地形、外來流、長江徑流、海面風應力、海面熱交換等多方面因素的影響,較好地模擬了夏季黑潮、臺灣暖流、對馬暖流和長江沖淡水等水文現(xiàn)象。白學志 等[10]用年循環(huán)風場和海面熱通量場為外強迫,對東中國海的環(huán)流進行模擬,運用POM分析了黑潮、對馬暖流、黃海暖流、臺灣暖流、東海冷渦等的來源。總的來說,通過數(shù)值模擬已經能夠基本合理地模擬中國近海的海洋環(huán)流,黑潮、臺灣暖流、黃海暖流等的路徑和流量[11]。

有限元法作為一個有效的數(shù)值計算方法,其起源可以追溯到20世紀50年代中期,相較目前廣泛應用的基于有限差分方法的海洋模式,有限元模式優(yōu)勢在于對計算區(qū)域形狀復雜且海洋過程變化復雜的問題進行模擬方面,其網格劃分限制較小,網格疏密程度可自由調節(jié),也可根據(jù)區(qū)域和問題的不同對特定范圍內網格進行適當加密而不影響其他區(qū)域的網格分布,因而能夠更好地彌合真實岸線和研究區(qū)域?；谝陨蟽?yōu)點,應用于海洋中的有限元模式也越來越多地被開發(fā)出來,并逐漸得到重視。由德國阿爾弗雷德·魏格納研究所(Alfred Wegener Institute)開發(fā)的FEOM就是其中應用較為廣泛的一種,它是基于考慮不可壓縮、流體靜力學和Boussinesq近似的三維原始方程組開發(fā)的有限元海洋環(huán)流模型,由風、正壓和斜壓梯度力驅動[12]。

本文基于2001年3月26日至4月17日觀測得到的溫度、鹽度數(shù)據(jù),應用基于有限元離散方法的FEOM模式,考慮月平均風場分布,采用改進逆方法計算得到的流量分布給定模式邊界條件,開展診斷和強診斷計算,并對東中國海的環(huán)流及溫、鹽、密度分布等特征進行討論。

1 觀測資料

1.1 CTD數(shù)據(jù)和風場

溫度和鹽度數(shù)據(jù)由“973”項目的現(xiàn)場調查得到,站位位置及調查區(qū)域海底地形如圖1所示。調查采用大面走航方式,觀測日期為2001年3月26日至4月17日,在觀測點采用CTD獲取垂向每隔1 m左右的溫、鹽觀測數(shù)據(jù)。

圖1 現(xiàn)場調查站位設置及調查區(qū)域海底地形Fig.1 Observation sites and bottom topography

研究區(qū)域的風場數(shù)據(jù)來源于歐洲中期天氣預報中心(ECMWF, European Centre for Medium-Range Weather Forecasts)發(fā)布的第三代再分析資料ERA-Interim(http://apps.ecmwf.int/datasets/data/interim-full-mnth/levtype=sfc/),該資料集采用了結合大氣-波浪-海洋耦合數(shù)值模式結果、衛(wèi)星數(shù)據(jù)以及實測數(shù)據(jù)的綜合預報分析系統(tǒng)(IFS),提供了自1979年以來的多種網格同化分析資料,本文選用的是2001年4月1/8°的月平均風場數(shù)據(jù)(圖2)。由圖可知,2001年春季東海以東北風為主,南部風力大于北部,平均風速為3 m/s左右。黃海南部也以東北風為主,但風力小于東海,往北風力不斷減弱且風向不定。

圖2 海表風場分布Fig.2 The distribution of sea surface wind field

1.2 逆方法計算結果

逆方法由WUNSCH[13]在1978提出并應用于海洋環(huán)流的計算,計算時將研究區(qū)域劃分成若干區(qū)塊,每個區(qū)塊又分成若干層,考慮各層質量、鹽量守恒,逆向計算出參考面速度,同時使用各層不平衡流量平方和最小原理尋找最佳參考面深度,避免“零面”選取的主觀性,得到研究區(qū)域的流場分布概況。袁耀初 等[14]在WUNSCH工作的基礎上,對逆方法作了4點重要改進：忽略地轉流假設,在動量方程中考慮垂直渦動粘滯項；密度與鹽度守恒方程中考慮了垂直渦動擴散項；外加非線性的熱量傳輸約束不等式；考慮了β效應。

本文在調查所得各層溫度、鹽度數(shù)據(jù)的基礎上,結合圖2所示的再分析風場資料,應用袁耀初 等[14]改進的逆方法對研究區(qū)域的流場狀況進行了初步分析,將研究區(qū)域劃分為圖3所示的9個區(qū)塊,考慮各層熱量和流量平衡計算得到每個區(qū)塊的邊界流量,作為以下模式計算中的邊界條件。圖3表示計算得到的流函數(shù),其主要特征有：研究區(qū)域南部流函數(shù)相對于北部密集,東部流函數(shù)相對于西部密集,在臺灣島北部海域流函數(shù)最為密集、水平梯度大,而且出入流量均較大,最大的流入量在臺灣島東北部海域。通過以上分析可以定性認為,改進后的逆方法可以較好地再現(xiàn)東中國海環(huán)流特征,但是在某些細節(jié)的定量分布上,還需進一步探討。

圖3 改進逆方法計算得到的研究區(qū)域流函數(shù)與邊界流量(單位：Sv)分布Fig.3 The distribution of stream function and boundary flux (unit: Sv) in computational region calculated by modified inverse method

1.3 觀測資料分析

為了了解資料情況并掌握區(qū)域水團特征,我們首先開展簡要的水團分析。根據(jù)東中國海4月份水團的海域大致分布特征,將研究區(qū)域進行簡單劃分(如圖4中小圖)：取32.2°N作為黃海冷水團和長江沖淡水的邊界線；取29°N作為長江沖淡水和臺灣暖流的分界線；取126°E為分界線,區(qū)分入侵東中國海的黑潮水。圖4給出了對應的溫-鹽點聚關系,由圖可知：黃海冷水團主體溫度為7～10 ℃,最高溫度15.3 ℃,最低溫度5.8 ℃,最低溫度出現(xiàn)在A2站表層；主體鹽度為32.3～33.5,最小鹽度31.1,最大鹽度34.3,最小鹽度出現(xiàn)在B1站。根據(jù)溫-鹽聚散情況調節(jié)該分界線,認為黃海冷水團的南邊界為32.2°N附近。長江沖淡水具有低溫、低鹽特征,在與臺灣暖流和黃海冷水團混合后,表現(xiàn)明顯的變性特征,長江沖淡水的主體部分溫度在14～16 ℃之間,最小鹽度29.1,出現(xiàn)在H1站表層。在近岸觀測邊界區(qū)域出現(xiàn)明顯的混合現(xiàn)象。我們認為長江沖淡水和臺灣暖流的邊界線在29°N附近,長江沖淡水向東運動的最遠位置在126°E附近,然后就表現(xiàn)為黑潮水高溫、高鹽的特征。臺灣暖流攜帶高溫、高鹽水向北運動,在29°N附近向東轉向,其主體鹽度分布在32.5～35.0之間,溫度分布在18～24 ℃之間。東邊的黑潮水和臺灣暖流鹽度相近,為33.5～35.0,表層等溫線呈南北走向,說明受到黑潮水的影響。

圖4 東中國海4月溫-鹽點聚圖Fig.4 Temperature and salinity scatter diagram of the East China Sea in April

對應以上分析,兼顧觀測站位較少且無法與所有網格節(jié)點相對應的問題,在保證數(shù)據(jù)分布連續(xù)性基礎上,數(shù)值計算中應用客觀分析法將調查得到的溫度和鹽度數(shù)據(jù)插值到模式網格上,得到的結果作為溫、鹽初始條件。圖5所示為表層、25 m和50 m水深層溫、鹽、密度分布圖，其具有以下特征：

(1)研究區(qū)域表層溫度等值線分布南部比較密集,北部比較稀疏。東海西部溫度等值線以舌狀向北延伸,水平影響范圍較大；東海東部溫度等值線密集,溫度梯度較大。黃海南部10 ℃等溫線向南延伸,呈現(xiàn)出一西北—東南向的冷舌結構；同時在黃海北部存在一暖舌結構指向西北方向。表層鹽度和密度等值線分布趨勢相似,西南部等值線分布較密集,西北部較稀疏,在東海西部長江口附近海域鹽度梯度很大,等值線分布相當密集。在黃海中部有一鹽度較高的中心,同時對應著一個高密度中心。在臺灣島北部海域有一鹽度高值中心,其西面鹽度等值線分布密集,且相對平行于岸線,說明此處海水與沿岸匯入的淡水有較強烈的混合。

(2)25 m水深層溫度等值線分布趨勢和表層基本一致。在研究區(qū)域南部,21 ℃等溫線向北延伸明顯,形成一北向的暖舌,相對于表層暖舌結構更明顯,等溫線也向北延伸到更遠的位置。在研究區(qū)域北部,存在一明顯的冷舌結構,同樣相對于表層的冷舌結構更加明顯,向南延伸距離更遠。25 m層的鹽度等值線分布與表層相比差別很大,在臺灣島北部雖然還是存在著一個鹽度高值中心,但是其西面鹽度等值線相比表層稀疏很多。在表層越靠近岸線鹽度越低,而在25 m水深層中卻存在一個鹽度低值中心,其位于舟山群島東面。25 m層的密度等值線分布相對來說依然與鹽度等值線分布趨勢比較相似,不過相對于表層而言相似度減小。

圖5 調查區(qū)域表層、25 m、50 m水深層初始溫度(a，d，g，單位：℃)，鹽度 (b，e，h)及相對密度(c，f，i，單位：g/L)分布Fig.5 The distribution of initial temperature (a, d, g, unit:℃), salinity (b, e, h) and relative density (c, f, i, unit: g/L)on surface, at depth of 25 m and 50 m in research area

(3)50 m水深層溫度等值線分布趨勢與上兩層基本相同,但是研究區(qū)域的西北部已有一大塊水深小于50 m。11 ℃等溫線依然向南延伸,說明在這一深度依然存在著一冷舌結構。在研究區(qū)域南部,依然存在一個明顯的暖舌結構,21 ℃等值線明顯向北延伸,暖舌結構相較于上兩層更為明顯。50 m水深層的鹽度和密度分布趨勢比較一致,相較于上兩層,這一水深層的鹽度和密度等值線明顯變得稀疏,而且上兩層的等值線相對平行于岸線,越靠近岸邊鹽度越低,密度越小,而在這一層上則沒有這種規(guī)律,鹽度和密度更多地表現(xiàn)出南北分布的不均勻性。

2 三維數(shù)學模型

2.1 控制方程和數(shù)值方法

模式的控制方程如下：

水平動量方程為

(1)

連續(xù)方程為

(2)

靜壓方程為

(3)

溫鹽擴散方程為

(4)

狀態(tài)方程為

ρ=ρ(T,S,p)

(5)

海表面需要給定的邊界條件為

(6)

(7)

(8)

其中,τw為風應力矢量；q為溫、鹽的表面通量；w為垂向速度。

海底需要給定的邊界條件為

(9)

其中,Cd為底摩擦系數(shù)。

在參數(shù)的設置上,水平粘滯系數(shù)采用Smagorinsky方案：

(10)

水平擴散系數(shù)依據(jù)單元面積按比例修正：

(11)

垂直粘性和擴散系數(shù)使用PACANOWSKI和PHILANDER[15]的混合層方案計算給定,并認為它們在每個體積單元內保持不變。Richardson依賴因子被率先計算和存儲,然后用以計算垂直粘性和擴散系數(shù),采用z坐標模型常用的小斜率近似和斜擴散方案等確定中性混合值[14]。

FEOM采用有限元法離散方程,表面采用非結構三角形網格,水體使用棱柱體單元,同時針對水平速度場、水位、溫度和鹽度等變量使用連續(xù)線性表達。強健、穩(wěn)定的模分離法被采用,并通過調整參數(shù)使為了穩(wěn)定而開展的平滑效應降到足夠小的程度。模式在同一數(shù)值內核里支持包括z坐標、σ坐標以及它們的組合等多種形式。FEOM使用MPI進行并行計算處理,更多的技術細節(jié)可參見文獻[12]。

2.2 模式設置和計算方案

為了盡最大可能利用觀測數(shù)據(jù),又避免數(shù)據(jù)外推帶來的不確定性,直接取圖1所示的觀測站位外廓線作為模式計算邊界控制線。水平方向使用SMS(Surface-water Modeling System)建立分辨率適當高于觀測資料的非結構三角形網格,共計1 775個節(jié)點,3 370個單元,最小、最大和平均網距分別為7.1、30.5和16.4 km左右。由于航次觀測站位基本均在40 m等深線外,沒有完全靠近岸邊,因此計算區(qū)域四周都是開邊界。在本研究中,垂向采用z坐標,為更好地彌合海底地形,同時保證計算精度,垂向共分為29層,分別為：0、2、4、6、8、10、15、20、25、30、35、40、45、50、55、60、65、70、75、80、85、90、95、100、110、120、130、140和150 m。

如前所述,數(shù)值模式計算所需要的溫、鹽初始值由航次各層觀測值應用客觀分析法插值到模式網格上,四周邊界上的溫、鹽初始值被保存下來,作為溫、鹽擴散方程求解時所需的開邊界。表層不考慮熱交換,即q=0。表層也不考慮降水和蒸發(fā),即P-E=0。為了不忽略風海流,表面考慮氣候態(tài)月平均風的作用,將歐洲中期天氣預報中心的再分析風場資料通過客觀分析法插值到表層每個網格結點上,實際所用的風場情況見前文所述。

為判斷模式計算是否達到穩(wěn)定,首先給出整個區(qū)域的體積平均動能變化曲線(圖6a)。從方案一的體積平均動能隨時間的變化來看,診斷計算60 d,模式已達到穩(wěn)定態(tài),合適開展下一步的預報或強診斷計算。對于方案二,我們還增加了密度位相速度的判據(jù)：

(12)

其中“—”代表對整個計算區(qū)域作體積平均。由方案二計算得到的體積平均密度位相速度變化曲線(圖6b)來看,診斷計算60 d后開展預報計算,5 d后體積平均密度位相速度隨時間變化由急變緩。同樣在方案二的體積平均動能隨時間的變化上也能看到這樣一個由急變緩過程(圖6a),所以綜合方案二的兩條曲線,我們判定觀測得到的溫、鹽場的調整時間尺度為5 d,最終將方案三的溫、鹽松弛時間尺度τ取為5 d。

圖6 體積平均動能(a)和密度位相速度(b)隨時間變化曲線Fig.6 The volume-averaged kinetic energy (a) and phase speed of density (b) as a function of time

3 計算結果與討論

由于我們考察的是觀測溫、鹽資料診斷結果,所以不討論方案二的預報計算結果。從體積平均動能變化曲線(圖6a)來看,100 d時方案一和方案三都得到了穩(wěn)態(tài)解。本節(jié)首先對診斷計算達到穩(wěn)定時的水位和流場狀況進行分析,然后討論強診斷計算調整后得到的水位和流場分布。

3.1 診斷計算結果

3.1.1 水位場的分布

圖7是診斷計算(方案一)得到的水位分布,它反映了研究區(qū)域的上層流動狀況。由圖7可知,在研究區(qū)域西南部馬鞍型相連的2個高值區(qū),中心位置分別為(26.9°N,122°E)和(28.3°N,123.1°E),外圍等值線繞著這2個高值區(qū)閉合分布,其西側等值線密集且基本與所在區(qū)域50 m等深線平行,而其東側等值線相對稀疏。在中北部有2個較為明顯的低值區(qū),中心位置分別為(30.9°N,125.9°E)和(34.3°N,122.8°E),還有1個較大的閉合高值區(qū),其中心位置為(32.6°N,122.9°E)。在研究區(qū)域中部存在一水位等值線較密集區(qū)域,西側等值線基本沿著50 m等深線呈西北—東南向分布,到126°E,等值線轉呈西南—東北向分布。

圖7 診斷計算得到的水平水位分布(單位：m)Fig.7 The distribution of sea surface elevation of diagnostic calculation(unit: m)

3.1.2 水平流場的分布

圖8給出了診斷計算在表層、10、25和50 m水深層的水平流速分布。從圖8a可知,表層由于受到海表面風應力的影響,水平環(huán)流比較復雜,在研究區(qū)域南部邊界附近,黑潮水由臺灣島東北部反氣旋拐彎式入侵至浙閩沿岸50 m等深線附近,形成臺灣暖流,其間最大流速達28.6 cm/s。臺灣暖流隨后再反氣旋拐彎轉向東北,基本沿著50 m等深線一直流動到長江口外50 m等深線轉向處,在這段路程中臺灣暖流最大流速為27.6 cm/s。本研究所用的水文觀測站均分布在40 m等深線以外,同時在順岸流動的臺灣暖流西側沒有發(fā)現(xiàn)浙閩沿岸流的跡象,說明2001年春季浙閩沿岸流應該在40 m等深線以淺的近岸區(qū)域。臺灣暖流右側存在3個反氣旋渦,中心位置分別為(27°N，122°E)、(29.4°N，123.5°E)和(30.4°N，123.3°E),其中前2個與水位分布中馬鞍型相連的2個高值區(qū)相對應,只是中心位置有些偏移,中間那個渦最強,北面那個渦很弱。長江口外50 m等深線轉向處,臺灣暖流向東轉向,也似有很小一部分臺灣暖流越過50 m等深線入侵至黃海南部。圍繞中心位置(30.2°N，125.8°E)存在1個較強的氣旋渦,在該渦與中心位置為(29.4°N，123.5°E)的反氣旋渦的共同影響下,在研究區(qū)域中部存在1支最大值為10.1 cm/s的較強流動,西側起流向基本呈西北—東南向,到126°E轉為西南—東北向,其分布與水位等值線中的密集區(qū)域相對應。在黃海西南部存在1個反氣旋渦,中心位置為(33.1°N，122.9°E),在風海流和斜壓流動的共同作用下,該渦與中心位置為(30.2°N，125.8°E)的氣旋渦間從東到西存在1支連續(xù)的西向流動,最大值為9.8 cm/s。在計算區(qū)域北部海域,沿著50 m等深線左右向南的流動為黃海沿岸流,表層最大值為3.5 cm/s。其東側西向或西北向的連續(xù)流動可能是黃海暖流的一部分,最大值為6.1 cm/s,究其來源可以推斷在研究區(qū)域之外應該會有1支暖流通過濟州島西側海域來到這里,并有部分水體轉向西南方向并入黃海沿岸流。黃海沿岸流和黃海暖流交匯的地方,有1個弱的氣旋渦存在,中心位置為(34.1°N，122.9°E),與水位分布中的閉合低值區(qū)對應。

在10 m層(圖8b),也沒有浙閩沿岸流的蹤跡,說明浙閩沿岸流應該在40 m等深線以淺水域。本層次臺灣暖流、黃海沿岸流和黃海暖流走的路徑與表層基本相同,但由于風影響的減弱,流路更加清晰完整。例如,黃海沿岸流沿著50 m等深線左右連續(xù)擴展至30.6°N附近并入東流的臺灣暖流。表層臺灣暖流右側存在3個反氣旋渦在10 m層已變成2個,最北的那個變?yōu)?個反氣旋拐彎,南面2個渦的中心位置分別變?yōu)?26.8°N，122.1°E)和(28°N，122.9°E),同時強度對比發(fā)生變化,靠南的那個反氣旋渦強于另外1個。這2個相連的反氣旋渦東側有1個氣旋渦存在,其中心位置為(26.9°N，123.3°E),這個渦在表層沒有出現(xiàn)。計算域中部的那個較強的氣旋渦的中心位置已由表層的(30.2°N，125.8°E)變?yōu)?30.9°N，126°E),強度也有所減弱。在黃海西南部存在的反氣旋渦,中心位置由表層的(33.1°N，122.9°E)變?yōu)?32.7°N，122.9°E)。黃海沿岸流和黃海暖流交匯處的氣旋渦的中心位置則基本沒有變化。在長江口外,10 m層又有1個表層沒有的反氣旋渦出現(xiàn),中心位置為(31.6°N，123°E)。

圖8 診斷計算得到表層(a)、10 m(b)、25 m(c)和50 m(d)水深層水平流場分布Fig.8 The distribution of horizontal velocity of diagnostic calculation on surface (a),at depth of 10 m (b), 25 m (c) and 50 m (d)

在25 m層(圖8c),水平流速分布與10 m水深層基本相似,主要有2點不同：一是臺灣暖流在長江口外東海區(qū)域越過50 m等深線北上的現(xiàn)象要比在10 m層更為明顯,這說明在上層受長江沖淡水的影響,臺灣暖流更傾向于向東轉向。二是在研究區(qū)域北部黃海沿岸流在25 m水深層流速減小,變得不再明顯,這說明黃海沿岸流主要存在于黃海上層較淺的陸架上。

在50 m層(圖8d),臺灣暖流依然很明顯且流速也較大,說明臺灣暖流從表層一直到50 m深都存在。在50 m層的水平流速分布中還可以發(fā)現(xiàn),除了在以上幾層中臺灣島東北部有黑潮水反氣旋拐彎入侵外,在更東北的區(qū)域(27.5°N，125.5°E)也疑似有黑潮水入侵,此處入侵主要是沿著100 m等深線自東北向西南流動,最后和在臺灣島東北部入侵的臺灣暖流合并。

3.2 強診斷計算結果

3.2.1 水位場的分布

觀測資料非同步性、測站的水平分辨率和所及深度的不足等原因導致密度場(溫度和鹽度)不僅包含許多靜止過程的“噪音”效應,更不能與風場和地形很好地適配。利用這樣的數(shù)據(jù)進行純診斷計算(方案一)會使動力場結果出現(xiàn)扭曲現(xiàn)象。而診斷計算后進行強診斷計算(方案三)對溫、鹽場作適當?shù)膭恿φ{整,可使計算結果更為現(xiàn)實合理。從綜合反映研究區(qū)域上層流動狀況的水位對比來看,強診斷計算(方案三)得到的水位(圖9)與診斷計算(方案一)的水位(圖7)在分布趨勢上基本一致,只是強診斷計算的結果相對診斷計算來說水位等值線更加平滑,最高水位有所下降,而最低水位則有所上升。說明在水位分布上,診斷與強診斷兩個計算結果,定性上較為一致,定量上有些差別。

圖9 強診斷計算得到的水平水位分布(單位：m)Fig.9 The distribution of sea surface elevation of robust diagnostic calculation(unit: m)

3.2.2 水平流場的分布

對應圖8,圖10給出了強診斷計算在表層、10、25和50 m水深層的水平流速分布。對比圖8和圖10可以發(fā)現(xiàn),診斷計算和強診斷計算得到的流場的大致趨勢基本一致,因為強診斷計算使得溫、鹽場和流場更加匹配,所以其結果相對來說比較平滑。

在表層強診斷計算結果(圖10a)中,臺灣暖流離開黑潮主體西向流至浙閩沿岸50 m等深線間的最大流速為26.9 cm/s,臺灣暖流順著50 m等深線北向流動過程中的最大流速為23.4 cm/s。在研究區(qū)域中部存在的那支從西向東的連續(xù)流動,其最大流速為5.9 cm/s。31°N附近從東到西存在的連續(xù)西向流動,流速最大值為7.0 cm/s。計算域中,黃海沿岸流的表層流速最大值為3.4 cm/s,黃海暖流的流速最大值則為4.5 cm/s。與診斷計算中的這些特征數(shù)據(jù)對比可以發(fā)現(xiàn),強診斷計算流速極值均有所減小,但流的走勢和渦的分布等強特征沒有改變并更為合理。

圖10 強診斷計算得到的表層(a)、10 m(b)、25 m(c)和50 m(d)水深層水平流場分布Fig.10 The distribution of horizontal velocity of robust diagnostic calculation on surface (a),at depth of 10 m (b), 25 m (c) and 50 m (d)

其它層次的強診斷計算結果(圖10b～10d)在與診斷計算結果(圖8b～8d)比較中,也表現(xiàn)為在定性上較為一致,而定量上有些差別。總體來說,強診斷計算的方法可使密度場(溫度和鹽度)與風場和地形更好地適配,在大尺度環(huán)流結構不受影響的情況下,盡可能消除小尺度噪音,使計算得到的流場更為清晰。

4 結論

本文采用三維海洋有限元模式FEOM在2001年3月26日至4月17日調查資料的基礎上,對2001年春季東中國海三維環(huán)流狀況進行了診斷和強診斷計算,得出以下主要結論：

(1)改進逆方法可以很好地反演研究區(qū)域流函數(shù)和流量分布,為數(shù)值模擬提供優(yōu)質可靠的開邊界條件。

(2)調查數(shù)據(jù)顯示,研究區(qū)域表層溫度等值線在東海西部以寬大的舌狀向北延伸,水平影響范圍較大；黃海南部10 ℃等溫線向南延伸,呈現(xiàn)出一西北—東南向的冷舌結構；同時在黃海北部存在一暖舌結構指向西北方向。黃海中部有一鹽度較高的中心,同時對應著一個高密度中心。在研究區(qū)域南部有一鹽度高值中心,其西面鹽度等值線分布密集,且相對平行于岸線,說明此處海水與沿岸匯入的淡水有較強烈的混合。

(3)通過診斷計算,模擬結果較好地再現(xiàn)了環(huán)流的主要特征：春季東中國海環(huán)流呈多渦結構,氣旋和反氣旋渦交錯分布；黑潮水由臺灣島東北部反氣旋拐彎式入侵至浙閩沿岸50 m等深線附近,形成臺灣暖流,隨后再反氣旋拐彎轉向東北,基本沿著50 m等深線一直流動到長江口外50 m等深線轉向處后大部分向東流動；黃海沿岸流沿著50 m等深線左右連續(xù)擴展至30.6°N附近并入東流的臺灣暖流；黃海暖流和黃海沿岸流交匯形成一個弱的氣旋渦。浙閩沿岸流沒有出現(xiàn)在計算區(qū)域,說明其應該在40 m等深線以淺水域。

(4)比較診斷與強診斷兩個計算過程的結果,它們在定性上較為一致,在定量上有些差別。相對而言,強診斷計算流速等極值均有所減小,但流的走勢和渦的分布等特征沒有改變并更為合理。

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