黄海位于太平洋西部边缘, 中国大陆和朝鲜半岛之间, 平均水深44m, 是一片半封闭的海域。以成山头和朝鲜长山串的连线为界, 黄海可划分为南北两部分, 分别为南黄海和北黄海。黄海的中央略偏东处存在一片狭长的水下洼地, 被称为黄海海槽, 该海槽呈不对称的“V”字形, 东面地势较陡而西面较平缓。受东亚季风的影响, 黄海的风场、水文结构与环流等均具有明显的季节变化特征:冬季与夏季截然不同, 春季和秋季则为转换期(郭炳火, 1993)。在冬季, 黄海海面上盛行偏北风, 风力较大, 对流混合与风力搅拌使混合层加深, 尤其是在近岸浅海区域混合层可直达海底。该季节黄海环流的一个重要特征是在海区中部存在一支逆风而上、高温高盐的海流--黄海暖流, 该海流基本沿着海区中部的黄海海槽北上, 流轴略偏向海槽西侧, 进入北黄海后转向西可流入渤海。黄海暖流区域会存在微弱的跃层(Lin et al, 2011)。黄海两侧的沿岸区域均存在顺岸南下的沿岸流, 包括海区北部的辽南沿岸流, 海区西部的鲁北沿岸流和苏北沿岸流, 以及海区东部的朝鲜沿岸流(韦钦胜等, 2011)。在夏季, 黄海海面上的风力较弱, 风对海洋上层的搅拌作用有限, 且由于太阳辐射增强海表吸热增温使得对流混合消失, 因此该季节海水的混合主要依靠潮流作用, 浅水区混合均匀, 而较深水区则出现显著层结。研究表明, 整个黄海在夏季除沿岸浅水区外均出现强盛的温、盐跃层, 尤其是中部的海槽区域, 下层水体保留着冬季水的特性, 形成庞大的冷水团(赫崇本等, 1959)。该冷水团可在黄海表层诱生出大尺度的气旋式环流(苏纪兰, 2001)。前人的研究指出, 黄海大部分海区以半日潮为主, 潮流以逆时针旋转为主, 海区内存在2个M₂半日分潮的无潮点, 分别位于成山角外和苏北浅滩北部(于华明, 2008; 朱学明, 2009)。

虽然前人已经对黄海的水文结构、环流与潮流等方面做了许多研究工作(修日晨等, 1989; 缪经榜等, 1989; 臧家业等, 2001; 魏泽勋等, 2003; Niwa et al, 2001; Ichikawa et al, 2002), 但是这些工作大部分都是基于模式输出或是少量的大面与断面观测结果, 而基于海流观测资料, 特别是在固定点获得的长期连续观测资料的研究较少(于华明等, 2008; 鲍献文等, 2010)。本文拟利用2009年6月-11月在獐子岛附近获得的长期连续海流观测资料, 分析该海域海流和潮流的时间变化和垂向结构特征。

1 资料与方法

本文分析的资料为利用锚定浮标悬挂的ADCP所观测得到的海流资料, 浮标位置为38°45′N, 122°45′E, 如图 1中红星所示。观测的时间范围为2009年6月3日12:00至2009年11月20日16:00, 采样的时间间隔为1h。观测的深度范围为5m到53m, 共25层, 每层的间隔为2m。在分析前, 作者根据ADCP的工作参数以及当地的实际流速特征值对原始流速进行质量控制, 由于当地流速一般不超过1m/s, 因此大于这个阈值的流速视为奇异值进行剔除, 仪器观测误差为±1cm/s。对于部分时次存在的缺测进行线性插值, 插值前后对比分析显示差异不大。

本文首先分析了整个观测期间的平均流、标准差, 逐月平均流、标准差以及日平均流特征; 其次运用功率谱分析的方法, 讨论了流动中存在的主要显著周期; 然后通过潮流的调和分析对潮流特征进行了研究; 最后对海流数据进行了EOF分解, 探讨了该处海流的垂向模态特征。

2 流速特征 2.1 平均流特征

为了描述观测点附近海流的平均流动特征, 本文从整个观测期间平均、月平均和日平均三个时间尺度上进行了分析。

对原始流速进行48h低通滤波去掉潮流后, 再对余流场进行时间平均, 于是得到了整个观测期间的平均余流(见图 2)。图 2a显示了整个观测期间的平均余流随深度的分布, U、V分别指纬向流与经向流, 纬向流和经向流呈现完全不同的垂向结构。纬向流在整个深度范围内基本为西向流, 而仅在45-49m为东向流, 通过计算可得整层水体在1m经向宽度内的净水体输运量向西为0.67m³/s。与纬向流不同, 经向流在10-35m的深度范围内为北向流, 而在其他深度为南向流, 计算可得整层水体在1m纬向宽度内的净水体输运量向南为0.16m³/s。因此, 整层水体的净流动方向为偏西向, 与50m等深线走向(指向渤海方向)基本一致。

按照平均流的垂向分布特征, 可将整个水体自上而下分为三层:上层为5-15m, 中层为15-47m, 底层为47-53m, 根据一个准同时同地的水文观测结果可知, 15m大致为温跃层深度(尹洁慧, 2013)。上层纬向流向西, 且强度随深度增加而增大, 在15m达到最大为2.94cm/s; 经向流在近表层为南向流, 随深度增加逐渐减小转变为北向流, 且流速在17m附近达到最大为0.64cm/s。中层纬向流向西, 流速随深度增加逐渐减小并在45m附近转变为东向流, 东向流在47m附近达到最大为0.47cm/s; 同时, 中层经向流向北, 流速随深度增加逐渐减小, 在35m附近转变为南向流。底层纬向流向西, 经向流向南, 且两者均随深度增加逐渐增大, 最大流速分别为3.88cm/s和1.87cm/s。由于南向流远小于西向流, 所以底层净流动方向为偏西向, 关于这支流动, 后文将继续分析。作者计算了不同深度余流的标准差, 结果如图 2b所示。U、V分量在整个深度上的余流标准差差异不大, 标准差的最大值均出现在15m附近, U、V分量标准差的最大值分别为5.62cm/s、5.79cm/s, 说明U、V分量流速变化最剧烈的地方均位于温跃层附近, 而在表层和底层的变化均较小, 低于3cm/s。U、V分量标准差在整个深度上的变化范围为2.33-5.79cm/s, 在整个深度上的平均值分别为4.35cm/s、4.41cm/s。

图 3显示了各月平均流(图 3a、图 3c)和余流标准差(图 3b、图 3d)随深度的分布。如图 3a, 各月纬向流的垂向变化趋势比较一致, 与整个观测期间的平均流具有类似的三层结构, 中上层除11月外均可以15m作为分界, 而中下层均可以47m作为分界。在11月, 中上层之所以没有显著的分界很可能由于冬季风力较大, 且对流混合增强, 从而使得混合层加深, 温跃层消失。在上层, 大部分月份中的纬向流均为西向流(仅在6月份10m以浅为东向流), 且流速随深度增加逐渐增大, 其中7月份为最大, 在15m深度处达到最大为5.98cm/s。前人的研究也曾经指出, 北黄海夏季余流流核所在深度恰好为温跃层附近, 而在冬季, 海表失热导致的强对流混合与风搅拌作用使得其温盐结构在垂向上比较均一, 余流分布在垂向上也比较均匀, 区别于夏季的强流核模式, 因此夏季温盐强层化结构的存在对余流影响重大(鲍献文等, 2010)。在中层, 大部分月份中纬向流为西向流, 而仅在11月份为东向流, 且随深度增加西向流减弱、东向流增强。到45m左右, 11月份的东向流速可达3.61cm/s, 而其他月份的纬向流速则接近0。在底层, 各个月份中纬向平均流随着深度增加具有相似的变化趋势, 即东向流减弱、西向流增强。在10月和11月, 纬向流随着深度增加逐渐由东向流转变为西向流, 而在其他月份纬向流均为西向流。另外值得指出的是, 底层西向流从夏季到秋冬季逐渐减小, 在7月份最大, 最大流速位于观测的最大深度处约为5cm/s。如图 3c, 与月平均纬向流的垂直分布不同, 月平均经向流的垂直分布在不同月份有很大差异。在9月、10月和11月(秋季)中, 月平均经向流在整个深度上均有明显变化:在9月份, 40m以浅流动向北, 而40m以深流动向南; 在10月与11月, 整个深度上流动均向南。其中11月份的经向流比较稳定, 流速在整个深度上均为5cm/s左右。在6月、7月和8月(夏季)中, 月平均经向流速均较小, 垂向变化也不大。值得注意的是, 月平均经向流虽然在不同月份有不同的垂直分布, 但是其在50m以深均为南向流, 而且流速在10月份以外的其他月份均随深度逐渐增大, 在11月份最大, 约为5cm/s。图 3b和图 3d分别显示了U、V分量余流标准差随深度的分布。计算结果表明, U、V分量余流的标准差在6月、7月和8月(夏季)均较小, 变化范围为1.29-5.39cm/s, 余流标准差的最大值均位于15m附近。30m以浅余流标准差变化较大, 而30m以深余流标准差的变化趋于平缓。这是由于受到温跃层的阻隔, 风力搅拌作用只能影响到海洋上层, 且夏季对流混合基本消失, 海洋下层受到的强迫较弱, 因此其流速的变化很弱, 相对海洋上层较小。U、V分量余流标准差的垂向平均在夏季分别达到了3.23cm/s、2.95cm/s, U分量余流标准差的垂向平均在8月最小, 为2.71cm/s, V分量余流标准差的垂向平均在6月最小, 为2.48cm/s。U、V分量余流标准差在9月、10月和11月(秋季)的变化范围为1.72-8.13cm/s, 余流标准差的垂向平均分别达到了6.05cm/s、5.18cm/s, 远大于夏季, 且在整个深度上, 余流标准差的变化相对于夏季都比较剧烈。这是由于秋季风力增加, 对流混合作用增强, 混合层加深, 温跃层逐渐遭到破坏, 外界的强迫作用逐渐影响到海洋下层的水体。U分量余流标准差的垂向平均在9月达到最大, 为6.36cm/s, V分量余流标准差的垂向平均在10月达到最大, 为5.42cm/s。9-11月, 余流标准差最大值的位置逐渐下移, 9月在15m附近, 11月则在45m附近, 这种变化也可以反映出, 由于外界强迫的增强, 其影响范围逐渐深入直至海底, 夏季的温盐层化结构破坏, 逐渐向冬季的上下层水体均匀混合过渡。

图 4显示了在观测期间不同深度处的日平均流矢量随时间的变化。考虑到流矢量随深度的分布特征, 此处选取了5, 15, 31, 47, 53m这5个深度。总体来说, 47m以浅的日平均流速较小而53m日平均流速较大; 秋季(9月、10月、11月)的流矢量大小相对夏季(6月、7月、8月)的流矢量大小偏大且方向变化也较复杂。另外, 图 4比图 2和图 3更直观地显示, 该海域底层存在一支显著的较为稳定的偏西向流动, 关于这支流动, 前人研究结果并未提及。有学者认为黄海暖流终年存在, 冬强夏弱, 夏季在温跃层下面的水体中, 高盐水舌的尖锐度与暖流流速密切相关, 水舌愈尖锐, 流速愈强(管秉贤, 1985), 但目前对此尚没有深入详细的研究, 此处底层的显著流动可能与之有关。另外, 考虑到该站位的地理位置位于渤海海峡的北侧出口附近, 以及渤海海峡北进南出的水交换模式(缪经榜等, 1989), 该支流动也可能与渤海和北黄海之间的水交换有关, 但其真正原因仍需要进一步研究予以确定。

2.2 频谱分析

用谱分析方法分析海水流速的时间序列来发现其中的显著周期变化, 谱分析结果揭示了功率谱值在周期短于28h的高频部分较大, 而在较长周期的低频部分则相对很小。图 5a、b分别给出了U、V分量周期范围在7h到50h的功率谱值随深度的分布情况。

如图 5所示, U和V分量的功率谱均在12h和24h附近出现显著峰值, 即U、V分量均呈现出显著的半日潮流和全日潮流信号, 其中半日潮流信号更为显著。V分量的半日潮流信号强于U分量的半日潮流信号, 而其全日潮流信号则弱于U分量的全日潮流信号, 经计算发现U、V分量的全日与半日信号功率谱值之和在45m以深大小相当, 在45m以浅U分量弱于V分量, 也就是说, 在45m以深, 经向的半日与全日潮流能量之和与纬向相当, 而在45m以浅, 经向的半日与全日潮流能量之和大于纬向的能量之和; 在0-15m范围, U、V分量的功率谱值基本均随深度增加而逐渐增大, 表明潮流能量随深度逐渐增加; 在15-45m范围内, U分量的全日与半日周期信号谱值基本不变, 45m以深逐渐减小, 最大值出现在45m附近; 在15-35m范围内, V分量的全日与半日周期信号谱值基本不变, 35m以深V分量的半日周期信号谱值随深度增加逐渐减小, 而V分量的全日周期信号谱值随深度增加逐渐增大, 呈现出不同的垂向变化趋势。另外, U、V速度分量的功率谱均在19h附近存在一个相对显著的信号, 计算可知观测点处的惯性周期为19.12h, 与观测吻合, 表明观测点附近的近惯性运动也比较显著。前人的数值实验指出, 夏季黄海的近惯性运动主要是由当地的高频风场导致(孟庆军, 2015)。与半日潮流和全日潮流信号相比, 近惯性运动的强度较弱, 其功率谱值约比全日与半日潮流信号功率谱值低一到两个量级。

2.3 潮流特征

为了分析实测海流中的潮流特征, 本文利用T-Tide调和分析程序包对各层实测流速进行了调和分析, 计算得到了主要分潮的椭圆要素, 包括长轴、短轴和倾角。程序根据实测海流数据长度和采样频率自动选取了35个分潮, 本文选取其中最为显著的5个分潮进行分析。按照其椭圆长轴(即最大分潮流)从大到小的顺序, 这五个分潮依次为M₂, S₂, K₁, O₁和N₂, 说明该处潮流以半日潮族和全日潮族为主, 这与上节功率谱分析的结果一致。计算得到, M₂和K₁在整个深度范围内的平均椭圆长轴分别为27.9cm/s和9.2cm/s。

为了确定当地的潮流类型, 需要计算观测点处的潮流类型特征值。根据我国《港口工程技术规范》(中华人民共和国交通部, 1988)的规定, 潮流类型特征值可以按照下式计算得到

其中, A为潮型特征值, U_O1, U_K1, U_M2分别为O₁, K₁, M₂的最大分潮流。潮流类型判别标准如下: A≤0.5为正规半日潮, 0.5 < A≤2.0为不正规半日潮, 2.0 < A≤4.0为不正规全日潮, A > 4.0为正规全日潮。经过计算得到A在整个深度上均小于0.5, 因此该海区潮汐类型属于正规半日潮。

潮流椭圆短轴的正负可以指示其旋转方向, 正值代表逆时针旋转, 负值代表顺时针旋转。如图 6所示, 三个半日分潮的潮流椭圆在整个水体范围内均为逆时针旋转。两个全日分潮潮流椭圆的旋转方向稍有不同, K₁分潮潮流椭圆仅在表层附近出现了顺时针旋转, 其余深度皆为逆时针旋转, O₁分潮潮流椭圆在整个深度范围内均为逆时针旋转, 这也与现有的研究结果“北黄海夏季主要分潮的潮流椭圆基本均呈逆时针旋转”相符(鲍献文等, 2010)。经过计算, 三个半日分潮的椭圆率均大于0.4, 表现出比较明显的旋转流特征; 两个全日分潮除了在近底层附近表现出一定的旋转流特征外, 在45m以浅的椭圆率均小于0.4, 表现为比较显著的往复流特征, 这与前人的结论有所差异, 前人在北黄海南部的观测结果显示, 全日潮流K₁, O₁表现为旋转流的特征, 半日潮流M₂, S₂表现为比较明显的往复流特征(于华明等, 2008; 鲍献文等, 2010)。图 6显示往复全日潮流的方向大致沿东西方向, 这也可以解释为什么前文谱分析结果中U分量的全日信号明显强于V分量的全日信号。

图 7a-d分别显示了M₂, S₂, K₁和O₁的椭圆长轴和倾角随深度的变化。M₂, K₁的椭圆长轴最大值分别为31.66cm/s、11.28cm/s, 前人根据大量实测资料与数值实验结果绘制的潮汐潮流图显示, 北黄海北部M₂、K₁分潮流的最大值分别可达20-40cm/s、10-20cm/s(Fang, 1986), 本文的结果与其给出的最大值范围相符。M₂、K₁的椭圆长轴在整个深度上的平均值分别为27.9cm/s、9.2cm/s。图 7显示, M₂、S₂的椭圆长轴随深度的变化趋势基本一致, 在上层随深度增加而增大, 在中层随深度增加基本不变, 而在底层则随深度增加而减小。椭圆长轴在上层和底层随着深度增加而增加或者减小可能是由于上下两个边界层摩擦的影响, 两个边界层的显著影响节点在15m与47m附近。两个全日分潮的椭圆长轴随深度的变化趋势也基本一致, 在上层与半日分潮的特征相似, 随深度增加逐渐增大, 分层节点位于15m附近, 在下层随深度增加逐渐减小, 但下层分层节点的位置与半日分潮不同, 大约位于35m附近, 这种明显的区别是因为全日分潮与半日分潮受到底摩擦的影响有差异。前人的研究表明, 潮流在浅水中易受到底摩擦的影响。对于单个分潮, 底摩擦效应与潮流的振幅成正比, 对于振幅相同的不同分潮, 全日分潮比半日分潮更易受到底摩擦的影响(Prandle, 1982, 1997)。图 7中, S₂与K₁椭圆长轴大小相当, 但K₁受到底摩擦影响的深度范围明显大于S₂, K₁与O₁两个全日分潮受到底摩擦影响的深度范围也明显大于M₂, 表明全日分潮受到底摩擦的影响更甚于半日分潮, 与前人的理论结果一致(Prandle, 1997)。

M₂、S₂的倾角均随深度增加而逐渐减小, 在局部有小幅震荡, 表明潮流椭圆随深度增加顺时针旋转。倾角变化范围为40°-70°, 变化幅度不超过30°, 主轴基本沿东北-西南方向, 表明两个半日分潮水平结构的垂直差异较小。在这两个分潮中, M₂分潮的椭圆倾角随深度增加变化最小, 不超过18°。K₁、O₁的椭圆倾角变化范围为150°-20°, 主轴大致沿东西方向。其中K₁分潮的椭圆倾角在5-30m范围内几乎不变, 大小为0°(或者180°), 而在30m以深倾角随深度增加逐渐增大, 这表明潮流椭圆随深度增加逆时针旋转; O₁分潮的椭圆倾角随深度增加逐渐增大, 潮流椭圆随深度增加逆时针旋转, 倾角变化不超过40°。另外, 各分潮的椭圆倾角在底层均有一段小幅增加再减小的过程(如S₂分潮, 47-53m), 表明潮流椭圆在底层随深度的变化发生了微弱的偏转, 其原因有待于进一步的研究。

另外, 根据如下公式,

计算了调和分析结果中各分潮潮流的方差贡献率, 尖括号表示求平均运算, 其中γ为潮流的方差贡献率, η’为观测流距平值, η_t为潮流距平值。将调和分析结果的所有分潮均考虑在内, 计算海流中潮流所占的总方差贡献率, 图 8显示了U、V分量中潮流总方差贡献率随深度的变化。如图所示, 两个速度分量的潮流方差贡献率在0-15m范围内, 均随深度增加迅速增大, 在15-47m范围内, 随深度增加缓慢增大, 而在47m以深则随深度增加逐渐减小, 其最大值出现在47m附近, 分别为88.1%和83.7%。潮流方差贡献率随深度变化的两个显著节点分别在15m与47m附近, 与平均流的垂向分层位置相似。

2.4 垂向模态

经验正交函数分解(EOF分解)能够有效处理大量时空场数据, 将一个时空场分解为一个不随时间变化的空间函数和一个不随空间变化的时间系数, 达到时空分离的效果, 从而揭示时空变量场的基本特征和演变规律(胡基福, 1996)。

本文在进行EOF分解之前, 先对流速数据进行了标准化处理, EOF分解后得到整个观测期间流动的垂向结构以及对应的时间系数。图 9a、b分别显示了U、V速度分量前4个模态的垂向结构。如图 9所示, 左图为U分量的前4个模态, 其方差贡献率分别为88.00%, 5.26%, 2.27%, 1.27%;右图为V分量的前4个模态, 其方差贡献率分别为88.57%, 4.94%, 1.99%, 1.36%。另外, 我们还对前四个空间模态对应的时间系数进行了功率谱分析, 结果如图 10所示, 图 10a-d、e-h分别显示了U、V前四个空间模态对应时间系数的功率谱结果。

结果显示, U、V分量的垂向模态具有高度的一致性。根据方差贡献率可知, U、V分量均为第一模态占优, 方差贡献率超过88%。第一模态的垂向模态随深度基本保持不变, 因此为零阶模态, 体现了流动的正压特征, 其余模态分别为一阶模态及更高阶模态, 体现了流动的斜压特征, 各高阶模态的总方差贡献率约为12%, 表明流动的斜压性较弱。如图 10所示, 第一时间系数的显著周期位于12h和24h, 表明正压流动主要为正压潮流, 各高阶模态对应的时间系数还显示了一些更高频(6h, 8h)的潮流分量以及近惯性周期信号(19.12h), 这表明观测点所在海域的斜压流动主要包括斜压潮流和近惯性流动。已有的观测研究指出, 夏季南黄海西部海域也存在较强的近惯性斜压流(张志欣等, 2008)。

3 结论

本文通过多种方法对北黄海一个固定观测点近半年的ADCP海流资料进行了分析, 得出如下结论:

(1) 该海区夏秋季(6-11月)的纬向平均流向西(指向渤海), 经向平均流向南, 且纬向平均流大于经向平均流, 净流动方向与50m等深线方向基本一致。夏季的温盐层化结构对余流的垂直分布存在显著影响。

(2) 该海区潮汐类型为正规半日潮, 半日潮流为旋转流, 主轴沿东北-西南方向, 而全日潮流更趋向于往复流, 主轴沿东西方向。

(3) 浅水潮流易受到底摩擦影响, 其中全日潮流受底摩擦影响较半日潮流更为显著。

(4) 该海区夏秋季(6-11月)流动以正压流为主, 斜压性较弱, 正压流主要为正压潮流, 斜压流包括斜压潮流和近惯性流动。

本文同时也发现了一些问题。分析结果显示海区底层存在一支稳定的偏西向流动, 至于该支流动是黄海暖流夏季在海区底层的余脉, 还是北黄海与渤海通过渤海海峡北部通道水交换的一部分, 目前尚无定论。本文探究了观测点处的流动特征及变化, 但是其机制尚需要进一步分析确定, 未来拟开展数值实验进行研究。另外, 考虑到该海域存在显著的季节变化, 因此未来还需要获取全季节的时间序列进行剖分对比。