海洋锋是水文要素特性不同的水团之间的狭窄过渡带^[1], 围绕其研究是近年来物理海洋学以及海洋交叉学科研究中的热点方向, 海洋锋锋区内的平流和垂直流动引起各海洋学要素发生剧烈变化, 产生的局部辐聚、涡流现象能够富集营养盐等物质^[2], 海洋锋作为海洋生态系统中的一种特殊环境, 有利于鱼类和饵料生物等群体汇合, 对生物群体的繁殖具有积极作用^[3], 对海洋生物的生态行为具有重要的影响, 能够直接影响海洋的生物生产力和生物资源量, 但同时锋区温度等的异常变化可能给生物群体带来重大影响, 可能导致生物群体的异常变异。

山东近海环流结构受岸线、海底地形、季风、河流径流以及海表热通量等多种因素的共同影响, 温度锋复杂多变。赵保仁^[3]发现在江苏北部外海、青岛近海和山东半岛东端石岛近海存在低温区。郑义芳等^[4]发现黄海南部及东海存在黑潮暖锋、黄海暖流锋和江浙沿岸锋三条显著的海洋锋。Hickox等^[5]研究发现了黄渤海和东海的10个海表温度锋, 并且锋面形态具有强烈的季节性, 主要在秋冬季节出现, 春季减弱, 锋面在夏季多数消失。刘传玉^[6]研究认为中国东部近海冬季锋面可分出14条沿岸流锋面和暖流锋面, 并将黄海的海洋锋分为形成于夏季海洋出现层化的季节的潮汐锋和形成于冬半年冷暖平流辐聚形成的呈狭长S形结构的黄海暖流锋。苏育嵩等^[7]研究发现黄海海域在东西近岸区域全年存在两条南北向的锋带, 分为冬季型和夏季型两种类型。在夏季型海洋锋中, 上层海洋锋出现在表层冷水带与外侧高温水之间, 冷水团锋面在底层冷水带与外侧冷水团之间, 两者共同构成了黄海内陆海洋锋。卢晓亭等^[8]研究发现黄海西部沿岸锋海底的锋面强度要强于表层。Liu等^[9]研究发现锋面的位置和形成受潮汐混合、锋面周围的速度结构以及地形影响。陆雪等^[10]研究发现, 山东半岛南部海域在冬半年存在较强的温度锋面, 并且受近岸海面温度降低影响温度锋面在过去18年显著增强。

21世纪以来, 我国生态环境保护意识逐步增强, 渔业产业结构不断优化调整, 海洋渔业碳汇对实现“双碳”目标亦具有积极作用^[11], 海洋牧场建设进入到了快速发展阶段^{[12, 13]}。《国家级海洋牧场示范区建设规划(2017—2025年)》提出, 到2025年要创建178个国家级海洋牧场示范区, 其中113个在黄渤海区域。截至2024年已建成189个国家级海洋牧场示范区, 其中山东省共有国家级海洋牧场72处, 占38.1%, 是拥有国家级海洋牧场最多的省份。目前, 关于海洋锋现象、海洋锋对渔业和生态的影响、海洋牧场建设方面有很多学者进行了广泛的研究^[14-25], 取得了很多的成果和认识, 其生态功能可归纳为通道、汇、源、栖息地、海气交互5类作用, 并提出了锋区生态系的观点^[26]。随着海洋牧场向深海拓展, 海洋锋所在区域将逐步成为海洋牧场建设的重要区域, 海洋锋尤其是温度锋对海洋牧场及区域生态系统的影响将更加直接和显著, 关于温度锋对海洋牧场建设的影响亟待更加深入的了解。

本文采用海面温度数据和基于ROMS海洋模式建立的中国近海高分辨率气候态数值模型数据, 对山东近海海域温度及温度锋的分布及变异规律进行分析, 以期揭示温度锋面分布特征及变异规律, 并为海洋牧场建设选址、建设类型、苗种选择、灾害预报, 以及海洋牧场的科学管理和渔业资源的可持续利用提供科学依据。

1 数据与方法 1.1 研究区域概况

山东省是目前国家级海洋牧场建设最多的省份, 且环绕山东半岛的温度锋面覆盖范围广、温度梯度大, 因此本研究聚焦山东近海海域(图 1)。

山东濒临渤海和黄海, 其中渤海是一个半封闭的浅海, 三面环陆, 有黄河注入。黄海位于大陆架上, 是一个半封闭的浅海, 西北通过渤海海峡与渤海沟通, 南面与东海相接。以山东半岛的成山头至朝鲜半岛的长山(串)连线可以将黄海划分为北黄海和南黄海。在山东半岛南部、黄海西南部海域存在大片水深浅于50 m的海域, 其中苏北浅滩水深小于20 m^[6]。受温带季风气候影响, 冬季黄渤海海域多偏北风, 春季开始季风交替, 偏南风增多, 夏季盛行偏南风。山东近海海域的主要流系和水团有黄海沿岸流、黄海暖流、黄海冷水团等。黄海沿岸流自渤海湾海河口一带开始沿山东北部沿岸向东流动, 自渤海海峡南部水道流出渤海后继续沿山东半岛北岸向东, 至成山头转向南后流速迅速降低, 一部分沿40~50 m等深线南下, 一部分在青岛-石岛南部近海形成一个反气旋性涡旋。黄海沿岸流与外侧流系之间水平交换减弱, 使沉积物易于沉积^[27]。起源于济州岛西南部的混合暖水区的黄海暖流, 冬季沿黄海槽西坡70 m等深线附近从近底层北进^[28]。黄海中部存在一个巨大的季节性冷水团——黄海冷水团, 5—6月随着温跃层的出现形成, 至春末完全成型, 7—8月处于鼎盛时期, 秋季衰减, 至12月消失^[29]。

山东近海海域复杂的水文环境为海洋温度锋的发育提供了有利的条件。本研究分析了34°N以北、127°E以西海域, 探究山东半岛近海温度锋面的分布特征和季节变化。

1.2 数据

本文采用2003—2022年的Multi-scale Ultra-high Resolution (MUR) SST Analysis fv04.1的月平均SST数据, 并将20 a的月平均SST数据气候态平均后进行表层温度锋面分析。Multi-scale Ultra-high Resolution (MUR) SST Analysis fv04.1是由NOAA NMFS SWFSC ERD基于NASA Jet Propulsion Laboratory的全球多尺度超高分辨率(MUR)海面温度(SST)数据集提供的月平均SST数据产品, 融合了AMSR-E、AMSR-2、MODIS、WINDSAT辐射计、AVHRR和NOAA iQuam的现场海温观测数据, 水平分辨率0.01°×0.01°。

本文利用基于区域海洋模式系统(the regional ocean modeling system, ROMS)建立的中国近海高分辨气候态数值模型数据(以下简称模式数据), 模式水平方向使用正交曲线的Arakawa C网格, 垂向上采用地形拟合的可自由伸缩的非线性坐标系统-S坐标系(Strtched Terrain-following Coordinates)。本研究基于ROMS海洋模式建立中国近海高分辨气候态数值模型, 模型范围为(117°~136°E, 23°~42°N), 包含渤海、黄海、东海及部分太平洋海区, 水平分辨率(1/12)°×(1/12)°, 垂向分32层。模型采用GEBCO地形, 在经过实际海图的修正后, 插值为上述分辨率。初始条件采用WOA13的冬季气候态温盐场。海面驱动采用了COADS05的风应力数据和热通量数据, 模型温盐边界条件采用WOA13温盐数据, 水位边界采用AVISO的海表面高度经气候态月平均获得, 流速边界条件采用WOA13温盐诊断的地转流。潮汐潮流边界采用TPXO数据集的M₂分潮一个调和常数给定, 目的是为了引入潮混合, 在输出时采用多日平均以滤掉潮周期内变化的影响。模型垂向混合方案采用Mellor-Yamada2.5阶湍封闭混合方案。

本文利用中国近海海洋环境调查与研究航次2006年7月14日—8月6日夏季、2007年1月8日—2月5日冬季在南黄海的调查数据, 调查区域为124°E以西、30°~37°N海域, 共设256个CTD测站, 断面间隔20′, 站间距为15′, 垂向分辨率为1 m。温度、盐度数据的采集使用设备为SBE 911 CTD。该数据主要用于与模式数据的对比验证。

本文分别以1月、4月、7月、10月数据代表冬、春、夏、秋4个季节进行分析。

1.3 数据比对

为验证本文ROMS模型结果, 将模式数据1月、7月与中国近海海洋环境调查与研究航次调查数据(以下简称“调查数据”, 如图 2所示)冬季、夏季数据进行对比。冬季由于垂直混合强烈, 温度上下结构较为一致, 采用5 m层平面数据进行比对; 夏季海水层化, 采用36°N断面的数据进行比对。

由图 3可见, 冬季垂直混合强烈, 模式数据温度分布与调查数据趋势基本一致, 两者均可见黄海暖流舌轴呈东南-西北方向, 影响可达青岛外海, 在(34°N, 124°E)附近比观测数据略低约2 ℃。山东半岛北部沿岸低温冷水绕过成山头向南黄海扩展, 核心温度约4 ℃。水温分布近岸低于离岸, 暖水舌中部水温高于两侧水温, 并呈由南向北递减趋势。

由图 4可见, 36°N断面夏季调查数据在西侧近岸区域120°30′~121°E附近10 m深度左右等温线分别向上和向下弯曲, 上部的等温线与海面相交, 下部的等温线下与海底相交, 形成较强的温度锋面。在冷水团内部存在多个低温中心。模式数据与调查数据断面夏季温度分布一致, 海水层化现象明显, 并在10 m深度左右形成温度跃层, 跃层附近等温线较观测数据平直, 近岸区域在120°30′~121°E处由于潮汐作用冷水涌升上部等温线与海面相交, 下部等温线下与海底相交现象形成潮汐锋, 水平方向等温线分布密集。在25 m深度123°30′E处也形成一处7 ℃等温线闭合的较弱的冷水区域。

由以上对比可见, 模式数据虽然在温度分布的精细结构上与调查数据存在一定的差异, 但温度整体分布、主要结构均与调查数据具有很好的一致性, 以该ROMS模式数据进行山东近海温度及温度锋面分布特征和季节变化规律进行分析是可行的。

1.4 方法

采用温度梯度法作为确定锋面的方法。温度梯度法通常首先计算研究区域内各点的温度梯度, 以某一温度梯度作为临界值, 然后选取那些温度梯度大于临界值的点作为锋点, 但是直接计算梯度值容易受到误差和数据精度的影响^[6]。本文采用Sobel方法计算每点海水温度T在x方向和y方向的梯度值∂T/∂x、∂T/∂y及总梯度G的大小, 即:

$ G = \sqrt {{{\left( {\frac{{\partial T}}{{\partial x}}} \right)}^2} + {{\left( {\frac{{\partial T}}{{\partial y}}} \right)}^2}} , $

(1)

其中:

$ \frac{{\partial T}}{{\partial x}} = \left[ {\begin{array}{*{20}{c}} { - 1}&0&{ + 1} \\ { - 2}&0&{ + 2} \\ { - 1}&0&{ + 1} \end{array}} \right] \times \frac{1}{4}T, $

(2)

$ \frac{{\partial T}}{{\partial y}} = \left[ {\begin{array}{*{20}{c}} { + 1}&{ + 2}&{ + 1} \\ 0&0&0 \\ { - 1}&{ - 2}&{ - 1} \end{array}} \right] \times \frac{1}{4}T. $

(3)

T表示以计算点为中心的3×3矩阵的海水温度。Sobel方法体现了周围的点的数据对中心点的影响, 一定程度上消去了数据噪音, 因而能够更好地识别锋面。

关于海洋锋识别和提取梯度的临界值, 根据不同的研究海域及季节, 不同学者的划分定义标准不同, 如郑义芳等^[4]以0.027 ℃/km作为研究黄海海洋锋的标准, 汤毓祥等^[14]在研究东海温度锋时以0.054 ℃/km作为临界值, Wang等^[30]在研究南海锋面时以0.03 ℃/km作为标准。根据山东近海海域温度锋面特点, 在本研究中以0.03 ℃/km作为温度梯度的临界值。

2 结果与分析 2.1 SST温度锋分布特征和季节变化

由图 5(a)、图 5(e)可以看出, 冬季, 黄渤海海域受到偏北风强烈影响, 海面失温严重。SST数据显示整个冬季黄渤海表层海水温度呈由北向南、由近岸向深水逐步增加的趋势。冬季近岸区域降温迅速, 与中央高温水之间形成较密集的等温线, 黄海沿岸流绕过山东半岛东部后继续向南, 形成“N”形温度锋面, 与刘传玉^[6]、Wang等 ^[30]研究发现的“N”形锋面东西两侧的锋面强度显著高于“N”形锋面中部锋面强度相符。受黄海暖流影响, 海州湾中部形成大片相对高温区域。绕过山东半岛直至渤海区域亦可见高温区域分布, 造成环山东半岛区域均为温度锋面高发区, 整个冬季在季节降温和黄海暖流的共同影响下, 山东近海海域温度锋面分布范围广、强度高, 形成山东半岛沿岸锋带。山东半岛北部沿岸锋面带绕山东半岛, 在黄海暖流的影响下大致沿黄海槽西侧40~50 m等深线向南, 形成黄海暖流锋带, 核心强度高于0.14 ℃/km, 并与山东北部沿岸锋面带、山东南部沿岸锋面带相连。黄渤海中部温度锋面相对较弱, 形成大片无锋区域。

由图 5(b)、图 5(f)可以看出, 春季, 渤海、黄海近海海域水温开始升高, 渤海湾、莱州湾和海州湾南岸水温升高逐步高于中部深水区域, 辽东湾、西朝鲜湾形成冷水中心, 黄海沿岸流绕过山东半岛东部后向南的冷水影响范围继续扩大。黄海暖流显著退缩, 等温线逐步转变为平行与纬度, 沿黄海槽西侧40~ 50 m等深线的黄海暖流锋强度降低至0.07 ℃/km。春季温度锋面分布及强度较冬季显著降低, 近岸海水升温速率高于和离岸区域形成季节性沿岸温度锋带, 温度梯度方向与冬季相反。渤海中部、北黄海中部无锋区域扩大, 海州湾中部出现大面积无锋区域。

由图 5(c)、图 5(g)可以看出, 夏季海面温度持续升高, 南北温差小, 保持在2 ℃以内, 近岸区域水温高于深水区域水温。渤海近岸区域水温普遍高于渤海中央及渤海海峡水温, 于渤海及黄海北分别形成渤海海峡、西朝鲜湾、江华湾和山东半岛东部近岸4处冷水中心。比较显著的是在旅顺口至海洋岛连线形成一条温度锋带并逐步加强, 在(38°52′N, 122°20′E)处锋面强度高于0.1 ℃/km。渤海近岸及山东半岛南部近岸锋面持续减弱, 山东半岛东部受山东半岛北部沿岸流南下影响仍然存在较弱的温度锋面。黄海西部近岸的低温带由于与高温区域温差较小, 形成的温度锋面较弱。渤海中部和黄海中部的无锋区域面积较春季进一步扩大。山东半岛南部海域可发现近岸海水温度低于离岸海水温度, 在底摩擦作用下潮汐导致的海水混合使底层冷水涌升破坏了温跃层结构, 导致上层海水温度低于离岸海域层化的海水温度形成潮汐锋^[3], 但由于温差不大, 温度锋面不明显。

由图 5(d)、图 5(h)可以看出, 秋季随着气温降低海面温度开始下降, 近岸水温迅速降低至低于离岸区域水温, 渤海及山东半岛南部沿岸锋面逐步增强, 形成近岸温度锋带, 温度梯度方向与夏季相反。潮汐锋及黄海冷水团锋均已消失, 黄海暖流开始影响海州湾, 出现以(35°N, 120°12′E)为核心的高温水体。绕过山东半岛东部向南扩展的黄海沿岸流冷水增强, 温度锋面较夏季显著减弱。

由MUR SST可以看出, 渤、黄海表层海水温度在冬季最低, 夏季最高, 春秋为转换季节。与温度变化趋势不同, 锋面强度在冬季最为强盛, 锋面主要由近岸水温快速降低与离岸深水区域温差增大以及黄海暖流影响产生; 春季开始温度锋面逐步降低, 夏季是温度锋面强度最低的季节, 主要由近岸水温高于离岸深水区域产生; 秋季沿岸锋区逐步增强, 黄海暖流影响下的温度锋面开始形成并加强。

2.2 5 m层温度锋分布特征和季节变化

由图 6(a)、图 6(e)显示, 冬季黄渤海海域被强烈的偏北风所占据, 海面失温严重, 大风和潮汐对海水的搅拌加强了海水的混合, 垂直方向上形成了上下一致的温度结构。黄渤海表层海水温度呈南高北底, 近岸水温低于深水区域水温。黄海沿岸流绕过山东半岛东部后继续向南扩展, 黄海暖流清晰可见, 高温水一支向西扩展至海州湾, 一支转向北向入侵北黄海并向渤海湾扩展。山东近海海域温度锋面分布范围广、强度高, 形成山东半岛沿岸锋带。冬季温度锋面的形成主要受季节降温、黄海暖流及黄海西部沿岸流的影响, 特别是山东半岛南部“N”形锋面的出现时间与具体形态是由绕过山东半岛南下的沿岸冷水扩展及黄海暖流的北上程度共同决定的。山东半岛北部沿岸锋带绕山东半岛东部向南扩展, 形成纵贯南黄海的温度锋带, 并与山东北部沿岸锋带、山东南部沿岸锋带相连。黄渤海中部温度锋面相对较弱, 渤海中部、北黄海中部形成局部无锋区域。整个黄海中部亦有锋面区域出现, 大致形成黄海中央温度锋区, 但锋面强度低于沿岸区域。

图 6(b)、图 6(f)显示, 春季渤、黄海海域水温开始升高, 黄海西部沿岸温度升高快于黄海东部沿岸, 近岸温度锋面减弱, 近、离岸温差减小, 研究区域整体平均锋面强度降低至季节最低。山东半岛南部冷水区域范围有所扩大, 地形变化剧烈处等温线密集并形成温度锋带。山东半岛南部(38°30′N, 125°E)处出现一冷水核心, 核心温度6 ℃, 并在(35°30′N, 121°30′E)形成以一较弱冷水区域, 核心温度低于7 ℃, 围绕两处冷水核心边缘形成较强的温度锋面。黄河入海口外侧海域形成局部锋面中心。黄海近岸开始出现带状低温区域, 与潮汐混合导致的底层冷水涌升现象相符合, 并沿低温区域形成较强的温度锋带, 大连至威海、獐子岛附近海域形成强烈的“八”字型温度锋带, 温度锋强度最高位于(38°56′N, 121°45′E), 核心强度高于0.3 ℃/km。春季, 黄海暖流影响下产生的温度锋面逐渐消退, 黄海暖流影响形成的温度锋面减弱, 近岸区域温度锋面的形成主要由陆地增温影响导致近岸水域增温速率高于离岸水域, 潮汐锋面开始出现。

图 6(c)、图 6(g)显示, 夏季渤、黄域海面温度持续至最高, 等温线逐步平行于纬度, 研究海域南北温差减小, 渤海近岸区域水温普遍渤海中央及渤海海峡水温, 低温中心靠近渤海海峡。绕成山头南下的冷水向南扩展, 海州湾中部暖水中心逐步增强, 该处存在的冷水中心逐步东移至121°45′E附近, 将南黄海分隔为东西两个暖水区域。夏季锋面强度较春季显著增强, 渤海及北黄海大部遍布温度锋面, 黄海沿岸区域沿低温带形成强烈的温度锋区。山东半岛东部绕成山头向南扩展低温区锋面强度较高。黄海东部及被北部沿岸低温区域产生多个锋面中心。渤、黄海湾近岸受气温影响海水温度高于离岸海水温度形成近岸温度锋面。与黄海中部高温海水之间普遍存在低温带现象较SST数据更为显著, 并形成近岸潮汐温度锋面。整个夏季研究区域温度锋面分布范围广, 强度显著高于冬春季节。

图 6(d)、图 6(h)显示, 秋季在季节降温的作用下5 m层海水温度降低, 近岸水温降低快于离岸区域, 高纬度水温降低快于低纬度, 研究区域5 m层海水温度分布较夏冬季节均匀, 高纬度锋面强度高于低纬度, 温度锋面整体分布面积及强度均降级至全年最低。渤海海域随着沿岸海水温度迅速降低, 沿岸锋面逐步增强形成沿岸锋带, 山东半岛北部渤海海峡附近以及獐子岛附近海域再次形成强烈的“八”字型温度锋带。山东半岛东部及南部温度锋面在秋季至最低。

对比SST数据和模式数据5 m层数据发现, 两者在温度分布整体趋势上相近, 特别是冬季由于垂直混合强烈温度基本于表层保持一致, 但其余季节SST数据中温度分布相对均匀, 模式数据5 m层温度分布变化更加复杂, 高低区域温差增大, 夏季最为显著。产生差别的原因部分可能是由于MUR SST数据使用的卫星数据主要观测海水的皮温及皮下温度, 受气温影响显著, 且但黄海暖流、黄海冷水团在表层影响较弱, 导致冬季SST与5 m层温度锋面分布相近, 但夏季SST锋面强度最低, 而表层以下温度锋面迅速增强并高于冬季锋面强度。

2.3 15 m层温度锋分布特征和季节变化

由图 7(a)、图 7(e)可以看出, 冬季, 由于强烈的垂直混合, 15 m层冬季温度分布及温度锋面强度与5 m层基本保持一致, 仅在近岸区域由于覆盖面积小于上层略有差别。

由图 7(b)、图 7(f)可以看出, 春季15 m层水温开始快速升高, 黄海暖流影响显著消退。辽东湾、渤海处形成冷水区域。山东半岛南部形成封闭冷水区, 核心位于(36°N, 122°E), 核心温度4.5 ℃。黄海东部区域冷水区域扩大, 形成南北带状冷水区并占据黄海中东区域大部, 核心位于(36°N, 125°36′E)。与黄海西部冷水区形成南黄海东西两个冷中心。近岸区域普遍高于离岸区域, 但在5 m层出现的近岸潮汐冷水区在15 m未出现。与温度变化不同, 至4月研究区域锋面强度仍然与3月持平, 成山头外侧温度锋面减弱, 但威海外部及黄河入海口外侧锋面加强, 山东半岛南部形成多处锋面强度中心, 核心锋面强度0.15 ℃/km。渤海海峡、成山头、山东半岛南部、苏北外侧多个较强锋面中心。渤海、黄海北部及东部沿岸锋面增强, 形成渤、黄海近岸温度锋带, 锋面强度较冬季减弱, 温度梯度方向相反。

由7(c)、图 7(g)可以看出, 夏季15 m层海水温度持续升高, 但季节内温度分布变化不大。高低温度海水温度相近, 南北温差减少。渤海湾整体增温明显, 冷水区消退至渤海海峡附近并与北黄海中部冷水区融合。沿岸温度显著高于离岸温度, 黄海中部被被大片冷水占据, 暖水中心逐步向北黄海移动, 36°N以南黄海中部仍见暖水影响。苏北外侧海近岸水高达28 ℃, 与上层温度接近。夏季15 m层温度锋强盛, 锋面分布面积及锋面强度显著高于5 m层及冬春季节温度锋面强度。对比5 m层温度锋面, 渤海海域温度锋面向深水区域退缩, 但是黄海沿岸温度锋面显著增强, 黄海中部海域也遍布温度锋面, 但锋面强度低于近岸温度锋面, 环山东半岛形成近岸温度锋带。渤海海峡、成山头、山东半岛南部、苏北外侧形成多个锋面中心, 渤海海峡、苏北外侧处锋面中心强度高于0.6 ℃/km, 成山头、山东半岛南部锋面中心强度高于0.4 ℃/km。

由图 7(d)、图 7(h)可以看出, 秋季15 m层近岸区域水温开始降低, 降温速率从北向南逐步减小。黄海暖流影响开始出现, 黄海中部冷水向北大幅退缩, 温度较夏季明显增强渤海湾、海州湾初见局部高温中心。温度锋面分布与夏季基本一致, 但沿岸锋面强度显著降低。随着冷水区域的向北消退, 黄海北部中央区域温度锋面有所增强, 形成多个锋面强度中心, 冷水核心(38°N, 124°E)处锋面强度达0.3 ℃/km。

15 m深度层温度锋面季节变化显示, 冬季与上层海水温度锋面分布及强度基本一致, 夏季温度锋面不但达到年内最强盛, 而且锋面分布面积及强度均显著高于上层水体。在夏季SST及5 m层在近岸区域出现潮汐锋面冷水在15 m层并未出现, 夏季15 m层近岸温度锋面主要是由于近岸区域水温高于离岸区域水温的温差导致形成的。夏季温跃层大致在10~15 m深度, 在潮汐混合作用下冷水边缘垂直混合加剧, 底层冷水涌升, 近岸区域等温线上翘形成近岸冷水区域, 而温跃层以下近岸区域在潮汐混合作用下由近岸至离岸区域温度迅速降低, 并形成强烈的温度锋面。15 m层深度接近海冷水团核心, 在黄海中部海域亦形成温度锋面, 共同导致夏季15 m层温度锋面分布及强度较上层海水及冬春季节显著增强。

2.4 25 m层温度锋分布特征和季节变化

由图 8(a)、图 8(e)可以看出, 冬季由于强烈的垂直混合25 m层春季温度分布及温度锋频率与强度与5 m层基本保持一致, 由于水深覆盖面积显著减少不能覆盖近岸区域。

由图 8(b)、图 8(f)可以看出, 春季25 m层温度与锋面分布15 m层基本保持一致。与15 m层相对应, 山东半岛南部(36°N, 122°E)形成一冷水中心, 核心温度4.5 ℃。黄海东部区域冷水区域扩大, 形成南北带状冷水区并占据黄海中东部区域大部, 核心位于(36°N, 125°36′E), 形成南黄海东西两个冷中心.近岸区域普遍高于离岸区域, 与15 m层能保持一致。温度锋面分布范围与强度15 m层对应位置基本一致, 由于覆盖范围减少, 近岸温度锋面在25 m深度层减少。

由图 8(c)、图 8(g)可以看出, 夏季25 m层水温继续升高, 但与表层温差进一步拉大。近岸水温高于离岸区域水温, 海域中部被大片黄海冷水团占据, 冷水团内部温度变化较15 m层平缓, 等温线分布相对均匀。与15 m层温度分布显著不同的是25 m层夏季冷水团核心位于南黄海东部(36°N, 125°12′E), 南黄海西部冷水团仍然清晰可见。夏季25 m层在山东半岛近岸区域形成较强的近岸温度锋面, 锋面核心位置和强度与15 m层相同位置基本一致, 成山头、山东半岛南部锋面中心强度高于0.5 ℃/km。由于冷团核心位置与15 m层不同, 朝鲜半岛近岸126°N附近温度锋面较15 m层增强。由于冷水团内部温度变化较为平缓, 黄海中部锋面区域及强度较15 m层减弱, 形成“入”字形无锋区。同时由于沿岸温度锋带覆盖较15 m层较少, 25 m层夏季温度锋面整体强度较15 m层显著降低。夏季25 m层温度锋面主要受近岸海水升温及黄海冷水团的分布和变化影响。

由图 8(d)、图 8(h)可以看出, 秋季25 m层近岸区域水温开始降低, 但离岸区域水温持续升高。秋季25 m层近岸区域仍可见明显的温度锋带, 但锋面强度持续降低。黄海冷水团的向北退缩, 覆盖区域较15 m显著增加, 仍占据黄海中央大部。南黄海的温度锋面分布较夏季减少。25 m层秋季温度锋面的分布变化主要受季节降温、黄海冷水团的消退和黄海暖流增强影响。

2.5 底层温度锋分布特征和季节变化

由图 9(a)、图 9(e)可以看出冬季, 由于强烈的垂向混合, 整个底层温度分布整体与上层水体保持一致。冬季底层温度持续降低, 形成山东沿岸锋带, 并在山东半岛南部形成“N”形锋面。山东半岛北部沿岸锋带绕山东半岛东部, 并在黄海暖流影响下大致沿黄海槽西侧40~50 m等深线向南, 形成贯纵南黄海的温度锋带, 并与山东北部沿岸锋带、山东南部沿岸锋带相连。黄渤海中部温度锋面相对较弱, 北黄海及南黄海东部海域温度封面分布有所增强。冬季底层温度锋面主要受近岸海水降温及黄海暖流影响。

由图 9(b)、图 9(f)可以看出, 春季近岸底层水温快速升高, 但深水区底层水仍然保持较低温度。近岸水体温度在4月由低于深水区水温转变为高于深水区水温, 之后温度仍然快速升高并形成沿岸温度锋带。黄海暖流影响显著消退, 与25 m层相对应, 山东半岛南部形成封闭冷水区。黄海东部区域冷水区域扩大, 形成南北带状冷水区并占据黄海中东区域大部, 核心位于(36°N, 125°36′E), 形成南黄海东西2个冷中心, 近岸区域普遍高于离岸区域。黄海东部近岸锋面增强, 春季底层由黄海暖流产生的温度锋面逐渐消退, 沿岸温度锋面较冬季显著减弱, 温度梯度相反。

由图 9(c)、图 9(g)可以看出, 由于地形变化的影响, 夏季底层温度及锋面强度与上层水体呈现显著差异, 近岸与深水区温度差异更为剧烈, 锋面分布面积及强度明显高于上层水体。夏季锋面强度显著高于冬季锋面强度, 也高于15 m层夏季锋面强度。由于夏季增温迅速形成强的温度跃层, 阻碍了热量的向下传递, 近岸浅水区域底层水温增温幅度远高于深水区域底层水温, 近岸的温度锋面更加强盛。与15 m层温度锋面分布相近, 环山东半岛形成沿岸温度锋带, 渤海海峡、成山头、山东半岛南部、苏北外侧多个锋面中心强盛, 黄海中部区域锋面区域及强度与25 m层深度分布相近。夏季底层温度锋面分布主要受近岸升温及黄海冷水团分布变化影响。

由图 9(d)、图 9(h)可以看出, 秋季底层冷水范围逐步缩小, 与上层水体不同, 冷水核心仍然集中(35°~37°30′N, 124°~125°30′E)之间狭长的南北带状区域。山东半岛沿岸温度锋面强度开始减弱, 温度锋面向40~50 m等深线处集中, 山东半岛东部形成弧形温度锋带保持强盛。由于沿岸水降温迅速, 与深水区底层水温差减少, 锋面分布强度均降低。秋季黄海暖流在底层不明显, 温度锋面分布主要受近岸升温及黄海中部冷水分布变化影响。

2.6 36°N断面温度分布特征和季节变化

如图 10所示, 以36°N断面为例分析断面温度分布特征和季节变化, 冬季由于强烈的垂直混合, 海水温度分布上下一致, 近岸区域水温低于离岸区域, 研究区域中部为高温的黄海暖流, 122°E附近可见低温冷水, 与绕山东头南下的山东半岛北部沿岸流相对应。春季, 海水升温开始出现层化现象, 近岸区域升温迅速, 中部黄海暖流明显减弱, 形成黄海东西2个冷中心。夏季海水层化现将明显, 并在10~15 m深度形成温度跃层, 15 m中部海水温度已达10 ℃, 在东西两侧近岸区域均存在线分别向上和向下弯曲, 上部的等温线与海面相交, 下部的等温线下与海底相交现象, 形成水平方向较为密集的等温线分布。秋季层化现象减弱, 温跃层较夏季明显下沉, 在15~20 m形成弱的温跃层, 近岸区域温跃层以上冷水涌升现象消失, 温跃层以下由于潮汐混合作用等温线仍然向下与海底垂直相交, 能够形成较强的温度锋面。

2.7 平均温度与平均锋面强度特征和变化

为进一步分析山东半岛近海温度锋的季节变化, 分别计算MUR SST、模式数据深度5 m至65 m层以及底层各月份研究区域整体的平均温度和平均锋面强度, 其中底层数据采用各格点最深层的有效数据作为该处的温度数据, 结果分别如图 11、图 12、图 13、图 14、图 15、图 16所示。

结果表明, 山东半岛近海不同深度的温度和锋面强度季节变化显著不同。

温度变化上, 不同深度及底层的平均温度在冬季均为温度快速降低阶段, 但随着深度的增加, 达到最低平均温度的时间不同, 由SST表层到深层从2月逐渐推迟到3月, 15 m层3月平均温度已开始明显回升, 20 m层3月和4月平均温度持平, 但在25 m及以下层平均温度仍然在在缓慢降低, 至4月到达年内最低。65 m层平均温度2月为6.9 ℃, 3月降低至6.5 ℃, 至4月开始缓慢回升。最低平均水温由表层至深层逐步升高, 由5 m层的3.2 ℃升高到65 m层的6.5 ℃。各层水温到达最低值后开始回升, 上层水体升温的速率高于下层水体。5 m层平均水温由2月的3.32 ℃快速升高至8月的24.57 ℃, 但10 m、20 m、40 m、50 m及以深层平均温度最高的月份已逐步延后到9月、10月、11月和12月, 平均最高温度分别降至21.15 ℃、14.65 ℃、9.69 ℃和9.25 ℃, 之后各层平均温度均进入降低阶段, 平均温度年度变化由降低-升高-降低, 逐步转变成为降低-升高的凹形结构。冬季底层平均温度变化趋势与上层水体相似, 但水温变化幅度较上层水体小。冬季为底层平均温度的快速降低时期, 2月达到最低温度后回升, 至8月平均温度达最高后降低。

锋面强度上, 表层海水冬季温度锋面分布广、强度高, 夏季温度分布相对均匀, 温度锋面分布及强度最弱。表层以下海水夏季温度锋面增强, 65 m以上各层均呈现冬季和夏秋季节2个锋面强度高峰, 温度锋面在夏季次表层15 m左右深度最为强盛, 春秋季节为锋面强度转换季节。50 m及以上各层夏季平均锋面强度高于冬季平均锋面强度, 50 m以下各层冬季锋面强度高于夏秋季节平均锋面强度。65 m以下夏秋季节已无显著锋面产生。20 m及以上各层11月平均锋面强度最低, 20 m以下各层推迟至12月。冬季平均锋面强度由浅至深逐渐减弱, 60 m层以下略有增强, 推测可能受黄海暖流核心影响。春季各层温度锋面强度相对较弱。5 m层温度锋面强度在7月最为强盛, 可达0.113 ℃/km, 然后快速降低, 至11月开始增强, 1月达到冬季锋面强度高峰(0.067 ℃/km)后开始降低, 至3月达到春季低点后再次快速增强, 而20 m、45 m层平均锋面强度春季低点的月份已逐步延后到4月、5月, 并降低至0.047 ℃/km、0.048 ℃/km。50 m以深未形成夏秋季节的锋面强度高峰, 锋面强度降低至9月达到年内最低。15 m层锋面强度高峰由5 m层的7月推迟到8月, 平均锋面强度达到各月份及各深度最高峰, 平均锋面强度可达0.164 ℃/km, 15 m层以深区域夏秋季节锋面强度高峰随深度降低, 时间推迟, 50 m层推迟至10月, 平均锋面强度0.063 ℃/km。底层平均锋面强度与深层平均锋面强度变化差异较大, 与上层水体平均锋面强度变化趋势相近, 底层平均锋面强度最强时间阶段位于夏、秋季节。平均锋面强度在1月达到冬季季节高峰0.067 ℃/km后, 3月降低到年内最低值0.046 ℃/km后, 4月开始增强, 8月到达年内平均锋面强度最高0.173 ℃/km后开始快速下降, 12月再次快速升高, 1月达到峰值。冬季平均锋面强度与上层水体差别不大, 夏秋季节锋面强度高于上层水体。

3 结论与展望

本文利用SST数据和基于ROMS海洋模式建立的中国近海高分辨率气候态数值模型数据, 不但分析了山东近海温度锋平面分布及变化规律, 而且对温度锋面的垂直结构进行了分析研究, 发现温度锋面不但存在水平分布和季节变化规律, 在不同深度空间的三维立体结构上也存在显著的强度差异及时间的延迟, 主要结论如下。

山东近海主要存在沿岸锋、黄海暖流锋以及中层水体的黄海冷水团锋。其中沿岸锋面可分为2种, 一种冬半年和夏半年均可产生, 主要是受陆地气温影响近岸水温快速降低或升高, 与离岸深水区域温差增大导致产生; 一种主要在春末和夏季产生, 为增温季节潮混合和层化作用共同形成的潮汐锋。黄海暖流锋在冬半年由山东近海的黄海沿岸流与黄海暖流交汇并在地形的影响下辐聚辐散形成, 大致沿黄海槽西侧40~50 m等深线。围绕黄海冷水团形成季节性的黄海冷水团锋。

在温度锋面的时间变化上, 冬季受海水降温及黄海暖流的影响各层水体海洋锋分布广泛, 锋面强度高; 春季随着黄海暖流锋逐步减弱, 春末潮汐锋及黄海冷水团锋形成, 潮汐锋沿层化和潮汐共同作用下在近岸区域导致的冷水涌升区域呈带状分布, 夏季冷水团锋面达到强盛, 主要在温跃层以下沿冷水团边缘分布; 秋季随着黄海冷水团的消亡和黄海暖流的形成, 潮汐锋及黄海冷水团锋消退, 黄海暖流锋形成到冬季达到强盛; 因近岸/离岸区域升降温速率不同产生温差导致的热力温度锋面在各个季节均有产生。

在温度锋面的不同深度变化上, 表层锋面强度冬季最高, 春秋为温度锋面转换季节, 夏季表层海水温度分布相对均匀, 温度锋面分布及强度最弱。表层以下海水冬季温度锋面与表层一致, 但由浅至深略有减弱, 60 m以下深层受黄海暖流核心影响略有增强。表层温度锋面夏季最弱, 但表层以下潮汐锋和冷水团锋面达到强盛, 65 m以上各层均呈现冬季和夏秋季节2个锋面强度高峰, 受黄海冷水团及潮汐影响, 温度锋面在夏季次表层15 m左右深度层深度最为强盛。深层水温相对稳定, 锋面强度弱。受地形变化的影响, 底层平均锋面强度显著高于上层各层水体的平均锋面强度, 且锋面强度高峰在夏、秋季节最强盛, 锋面主要沿岸及地形变化剧烈处分布。温度锋面强度高峰期从表层至底层存在时间延迟, 冬季高峰在2月出现在表层, 3月出现在深层, 夏季高峰在7月出现在上层7月, 10月出现在中深层。

在海洋牧场的建设管理中, 应当结合山东近海温度锋的分布特征及季节变化, 根据海洋牧场建设类型, 将温度锋的分布变化纳入海洋牧场建设选址的影响因素之一, 选择适宜的苗种及增殖放流时间, 提高生物的生存和生长率, 发挥最大的繁殖潜力。根据温度及温度锋面的季节变化, 预估对海洋牧场生物的影响并提前采取预防措施, 防范或降低可能产生的不利影响。关注温度锋在不同深度的差异对不同水深海洋生物的影响, 及时调整深海养殖工船等“移动海洋牧场”的养殖区域或养殖的深度, 实现海洋牧场的科学管理和长远发展。

虽然模式数据可以对锋面的总体分布和演变规律进行研究, 但是不能实时、准确地对海洋锋特征参数进行分析, 需要进一步加强海洋牧场观测网建设, 依托实时数据对锋面的变化进行分析和预报; 对潮汐锋产生机制、变化规律和生态影响还需要结合观测数据进一步研究; 海洋锋还可用盐度、密度、营养盐、叶绿素等其他要素的水平梯度来表示和确定, 它们之间互相作用共同影响海区的生态环境, 这些要素锋面的分布变异和相互关系及其对生态环境的影响需要进一步研究; 除环境要素的水平梯度产生的锋面, 海洋牧场对这些要素的季节性或突发性产生的变化同样敏感, 这种环境要素的变化也是海洋牧场灾害发生的重要原因, 需要进一步加强研究。

致谢: 本文采用的基于区域海洋模式系统(the regional ocean modeling system, ROMS)建立的中国近海高分辨气候态数值模型数据由中国科学院海洋研究所司广成提供。