毛汉礼等^[1]根据普查资料在《全国海洋普查报告》提出了东海逆温层现象。翁学传^[2]、蓝淑芳^[3]分别利用1958—1965、1975—1980及1959—1981年的东海水温资料, 对中层冷水特征进行了描述, 其中翁学传还对中层冷水形成的原因进行了探讨。丁宗信等^[4-5]利用1983年获取的高分辨率水文调查资料深入分析了黄、东海春、秋季出现的逆温现象, 明确指出黄海暖流和台湾暖流所带来的高温水在底层向北向岸伸展和切入是造成温度逆转的主要原因。基于1959—1996年3—6月份的水温资料, 徐伯昌等^[6]定义了中层冷水的8个示性特征值, 并指出东海西北部中层冷水于3月份出现, 4月形成, 5月强盛, 6月消亡。这是国内科学家首次阐明中层冷水的时空分布特征及其产生和消亡的机制。

对于黄海的中层冷水现象, 张启龙等^[7-8]利用1992年的温、盐资料进行黄海的水团分析最早提出了黄海逆温层的存在, 并初步认为其成因是黄海暖流的入侵。同一时期, 利用中韩“黄海水循环动力学及物质输运”合作研究项目第一航次获得的CTD (电导率、温度、深度, conductivity temperature depth)资料, 汤毓祥等^[9]和邹娥梅等^[10]确认了黄海中层冷水现象的存在, 其研究指出, 初春黄海暖流减弱过程首先发生在上层, 底层的变化缓慢, 伴随着黄海暖流水北上势力的减弱, 上层陆架峰东移, 亦即黄海西部混合水向东、向南扩展。初春黄海西部混合水位于水深约30 m的浅水区, 上层增温明显, 温跃层已形成, 下层(约15 m以下水层)仍保持冬季的低温状态, 但其密度比黄海暖流小。当这一水体向东、向南扩展至黄海暖流水上方时, 黄海西部的下层水便成为中层水, 且其位于密度跃层之内, 是风混合和潮混合作用最小的水层, 因此中层冷水得以维持。综合这些调查资料, 邹娥梅等^[11]绘制了黄海中层冷水的8个示性特征值, 结果表明南黄海的中层冷水具有明显的季节性, 同时也指出黄海暖流是其形成的主要原因之一。在这些工作基础上, 徐伯昌等^[12]通过中层冷水的自模函数模拟验证了含有中层冷水的垂直热结构同样存在自模性。

南黄海中层冷水现象的一个重要组成部分就是青岛外海的冷水团。1983年, 郑东等^[13]初步分析了烟台、威海及石岛近海春季出现的冷水团的温、盐特性。随后, 张启龙等^{[7-8, 14]}利用1980年获得的温、盐资料分析指出青岛冷水团3月份出现, 4月份形成, 5月份达到最强, 6月份减弱, 7月份消失, 其来源是低温、低盐的鲁北沿岸水, 形成过程既有动力因素(逆时针环流)也有热力因素(春季增温)。后来张启龙等^[13]又利用1959—1999年获取的温、盐资料对青岛冷水团的长期变化趋势进行了分析, 指出其年际变化与ENSO循环有较好的相关特性。于非等^[15-16]利用美国海军高时空分辨率的通用数字环境模型(Generalized Digital Environmental Model, GDEM)三维水温资料分析指出, 春季在南黄海西侧会出现青岛冷水团, 且在冷水团的临近海域中还存在着中层冷水, 在春末夏初, 随着黄海冷水团的发展, 青岛外海冷水团所处海域事实上已经是黄海冷水团锋区所在, 从冷中心所处位置及温、盐性质看, 南黄海西侧冷水中心不应认为是局地型的冷水团所在, 应是黄海冷水团的组成部分。

本文展示了对黄海中层冷水的分布范围、示性特征及成因的分析结果。该分析是在以上研究的基础上, 利用2007年4月份高空间分辨率的大面调查资料, 结合潜标海流等观测结果开展的。

1 资料

本文采用2007年4月份南黄海调查资料, 调查区域自30°~37°N, 124°E以西海域。此次调查共设计调查站位256个CTD测站, 站间距为15′, 断面间隔20′, 垂向分辨率为1 m, 这也是国内首次在该海域进行如此高空间分辨率的大面调查。调查使用美国Seabird公司的SBE911型CTD进行温度、盐度数据的采集, 温度精度为±0.001 ℃, 电导率精度为±0.000 3 S/m。

与此次调查同步布放了5套潜标系统(M1、M2、M3、M4、M5), 位置见图1, 具体信息见表1。主要搭载了美国RDI公司的Workhorse型300 kHz ADCP (Acoustic Doppler Current Profiler)和日本Alec公司的TD(Temperature Depth)分别进行流速剖面、底层温度和深度观测。ADCP采样的空间分辨率为2 m, 时间间隔为10 min, Alec TD采样的时间间隔为10 min。此外, 中国科学院海洋研究所近海观测网络系统于山东头外海布放综合观测浮标一套(图1中的M6), 本文采用2012年2月—2012年5月的资料进行分析。海流资料使用RDI 300 kHz ADCP向下观测, 垂向分辨率为2 m, 采样时间间隔为0.5 h。

2 中层冷水的时空分布特征

根据2007年4月份获取的现场CTD数据, 获取南黄海的温度、盐度的空间分布和断面分布, 如图2、图3所示。

进入春季, 随着太阳辐射增强, 水温升高。由于浅水区增温比深水区快, 从表层温度分布上可以看到, 在苏北近海海域温度等值线近似平行于海岸线。同时可以看到一支非常明显的冷水南下深入南黄海西部, 其核心区域主要沿50 m等深线分布。从不同深度的温度分布上可以看到, 这支冷水在表层和中层其前锋大致可以达到34°30′N, 而在底层则没有超过35°N。在北部其宽度与经度的比值约为1, 向南逐渐降低至0.5, 且这种特征在中层最为明显, 呈现为一个独立的低温水块(图2c), 但在表层和底层则不是十分明显, 说明这支冷水主要位于水体的中层。在南下的过程中, 这支冷水的温度从山东头海域的7 ℃慢慢被周围水体加热至10 ℃左右, 同样在中层其低温保持能力强于表层和底层。从盐度上看在表层和中层存在向南的低盐舌, 只是在底层已经没有明显的低盐舌。低盐舌的分布范围与冷水分布大致相当, 盐度自最北端的小于32逐步增高至33。

为了更清楚地描述这支中层冷水的特征, 我们选择了比较有代表性的37°N, 36°N, 35°N和34°N断面进行分析。首先, 从37°N断面(图3a、图3b)可以发现, 这支冷水位于中底层, 其核心温度小于6.2 ℃, 盐度小于31.8, 厚度约为10 m, 低盐中心与低温中心重合。到了36°N断面(图3c、图3d), 流幅宽度达到0.75个经度, 冷水核心深度位于25 m, 温度仍然保持6 ℃左右, 盐度基本保持不变, 但是盐度并没有像温度一样出现低值中心, 而是在冷水核周围形成强的锋面区域, 表明此处流速较大, 冷水比较集中。到达35°N断面(图3e、图3f), 流幅宽度增大至1.5个经度, 且出现两个冷水核心, 分别位于20 m和30 m, 温度升高至9 ℃, 盐度升高至32.5, 其周围锋面已经没有36°N那么强盛, 可以看出冷水达到这个位置由于流速减缓幅度扩大, 已经远不如36°N集中。而达到34°N断面(图3g、图3h), 由于黄海暖流已经无法影响此处, 温度、盐度与周围水体非常接近, 独特的中层冷水现象消失。盐度断面分布最主要的特征是, 在中底层冷水比较集中的区域, 底层盐度一般高于上层, 显示出底层明显受到具有较高盐度的黄海暖流的影响。

为了描述中层冷水的分布特征, 沿用了徐伯昌等^[6]对中层冷水所作的定义, 计算了南黄海中层8个冷水示性特征(图4): 冷中心深度(h₂)和温度(T₂); 上边界深度(h₁)和温度(T₁); 下边界深度(h₃)和温度(T₃); 冷水厚度(h_T)和跃变强度(G)。除此之外, 为了更好地刻画中层冷水的属性, 对比中层冷水跃变强度与上下层的差别, 还定义了上层跃变强度(G_U)和下层跃变强度(G_D)。上层跃变强度是指自上界深度至中心深度之间的中层冷水跃变强度, 同样下层跃变强度即指中心深度至下界深度之间的中层冷水跃变强度。

2007年春季中层冷水上界深度大致位于15~30 m, 且随着水深加大其上界深度也在加大; 上界温度为7~13 ℃, 存在明显的由北向南逐步递增的趋势, 且有显著的低温舌自山东头海域向南延伸; 中心深度位于25~40 m, 温度分布趋势与上界温度分布趋势甚为一致, 但是比上界温度大约低1 ℃左右; 下界深度位于30~55 m, 温度分布趋势与上界及中心温度分布趋势一致, 与中心温度差异不明显。从厚度和跃变强度分布图上可以看出(图4g、图4h)中层冷水的厚度10~25 m, 跃变强度为0.04~0.14 ℃/m, 中层冷水比较发达的区域位于50 m等深线以深的区域。在上、下层跃变强度分布图(图4i、图4j)中可以看到, 中心位置上下跃变强度差异较大, 上层跃变强度范围为0.04~0.24 ℃/m, 而下层跃变强度范围为0.04~ 0.1 ℃/m, 下层跃变强度明显弱于上层。其原因是春季表层增温迅速, 跃层发育比较强盛, 因此造成上层温度梯度较大。

3 成因分析

通过比较春季与冬季的盐度和温度分布, 可以初步确定中层冷水的来源。图5和图6分别给出了相同站位春季温度和盐度与冬季温度和盐度之间的差值(ΔT, ΔS)的平面和断面分布。在春季, 不论是陆地还是海洋均处于增温过程, 陆地增温比海洋快, 因此越是靠近岸边的区域海洋增温幅度越大, 但是在中层冷水经过的区域, 其增温幅度明显小于苏北近岸区域(图5a、图5c、图5e), 而同时盐度也比冬季有所降低(图5b、图5d、图5f)。这种趋势不论是在表层、中层还是底层均比较一致。

这种特征在差值的断面分布中更为清楚(图6)。36°N断面上, 对应于春季中层冷水的核心位置, 温度差异负值也出现在这个区域, 其分布态势与中层冷水分布态势完全一致, 而其他区域除了断面东端的仁川外海冷水团^[14]区域外均出现了春季增温现象, 盐度差值分布也出现了同样的特点, 与温度降低同步, 盐度有所下降。而在35°N断面, 由于中层冷水的减弱, 这种分布趋势则不像36°N断面那样明显, 中层冷水区域没有出现降温的现象, 但是其增温幅度明显小于近岸区域。

结合温度与盐度差值的平面和断面分布, 可以较为明显的看出在春季中层冷水存在的区域温度、盐度确实存在与春季增温过程相反的趋势。这种趋势可以从潜标数据的分析结果中得到解释。

根据上面的分析, M1、M2站处于中层冷水影响的边缘, 而M3、M4、M5站则处于黄海暖流的影响区域。从各站余流分布图(图7)中可以看到, 对应于与中层冷水存在的区域和深度, M2站的余流在离海面20 m处向东南的流速最大, 表明此处是来自其西北水域的中层冷水。而M3、M4、M5站的余流由表至底全部指向北方, 这是因为虽然春季黄海暖流已经减弱^[17], 但仍然存在。从这5站的余流分布中可以明显看出, 中层冷水主要沿50 m等深线附近从山东头附近海域南下, 底层温度的变化也印证了这一过程。

从图8中可以看到M1、M2两站的底层温度虽然存在天气尺度的变化, 但均反映春季的增温过程, 且因为中层冷水的发生深度主要位于中上层, 底层并没有降温的反应。M1站的底层温度由10 ℃左右上升至12 ℃左右, 而M2站则是由9.8 ℃上升至11.2 ℃, 可见M2站的温度增幅(1.4 ℃)远小于M1站的(2 ℃)。这恰恰是因为中层冷水主轴存在的区域位于50 m等深线附近, M2站比M1站更靠近中层冷水的核心区域, 因此其增温趋势低于M1站。而M3、M4、M5站的温度分布趋势与M1、M2存在明显的不同, 其增温趋势远远低于前两站, 这主要是因为此三站主要处于黄海暖流的控制区域, 因此其温度并没有像前两站出现较大幅度的上升。

为了验证该部分冷水是否来自于山东头附近海域, 课题组又取得了山东头海域长期海流观测数据来进行研究。该数据来自一套于2010年才开始布放的浮标系统, 无法与2007年资料形成对比, 但其余流的分布态势也可以部分解释中层冷水的成因。

图9中可以看出自表层至中层自始至终存在一支稳定的南向海流, 大小为10 cm/s, 底层流速减小至5~6 cm/s, 且某些时刻出现较弱的北向流。

4 结论

本文通过分析南黄海中层冷水的10个示性特征及其分布特征, 对比冬季与夏季温度、盐度及实测海流资料, 主要得到如下结论:

1) 2007年中层冷水主要存在于35°N以北的海域, 核心区主要位于50 m等深线附近, 中心深度位于25~40 m, 宽度约为100 km, 跃变强度约为0.04~ 0.14 ℃/m, 厚度在10~25 m之间, 中层冷水的低温保持能力大于表层和底层, 而底层盐度一般高于上层, 显示出底层明显受到具有较高盐度黄海暖流的影响。

2) 春季中层冷水的形成主要受黄海暖流、沿岸冷水以及春季升温过程的影响。首先是南下的山东头外海水带来低温、低盐的海水, 这支海流在南下过程中与局地增温的表层海水和底层黄海暖流水相遇, 因为密度的原因插入两层海水之间, 形成了低温、低盐的中层冷水。