2020, Vol. 51
中国海洋湖沼学会主办。
文章信息
- 柳沙沙, 赵骞, 王玉, 张煜巾. 2020.
- LIU Sha-Sha, ZHAO Qian, WANG Yu, ZHANG Yu-Jin. 2020.
- 辽东半岛顶端海域上升流长期变化特征及影响因素
- LONG-TERM VARIATION OF UPWELLING AT THE TIP OF LIAODONG PENINSULA: FEATURES AND FACTORS
- 海洋与湖沼, 51(1): 31-39
- Oceanologia et Limnologia Sinica, 51(1): 31-39.
- http://dx.doi.org/10.11693/hyhz20190700145
文章历史
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收稿日期：2019-07-22
收修改稿日期：2019-10-22
2. 国家海洋环境监测中心 大连 116023;
3. 自然资源部第一海洋研究所 青岛 266061
2. National Marine Environmental Monitoring Center, Dalian 116023, China;
3. First Institute of Oceanography, Ministry of Natural Resources, Qingdao 266061, China
沿岸上升流是一种海洋垂直环流, 具有低温、高营养盐和低溶解氧的特征, 也是近海海洋环流和物质输运的重要组成部分。上升流所在海域的生产力较高, 以不到全球海洋3%的总面积提供了全球20%的渔获量(Ryther, 1969; Benazzouz et al, 2014)。此外, 沿岸上升流可通过物理过程(物理泵)和生物过程(生物泵)影响海-气界面的二氧化碳交换, 在全球碳循环中发挥重要作用(Tsunogai et al, 1999)。受环境因素如风、初级生产力、气体交换等条件的影响, 沿岸上升流系统对全球气候变化比较敏感(Fréon et al, 2009)。近百年来, 全球气候正经历着以变暖为主要特征的变化(IPCC, 2013;秦大河等, 2014)。全球气候变暖会使沿岸上升流的强度、范围及其所在海域的温度、盐度等结构发生变化, 对局地海区的海洋环流和物质输运产生影响, 进而影响沿岸上升流区域的渔业资源、生态环境及其沿岸的陆地环境和气候(Bakun, 1990; Bakun et al, 2015; Jayaram et al, 2018; Oyarzún et al, 2019)。因此, 有必要对全球气候变暖背景下沿岸上升流的长期变化趋势开展研究。
Bakun(1990)提出在全球气候变暖的影响下, 海-陆温度梯度可能会增大, 从而加剧沿岸风应力, 使风生类沿岸上升流增强。学者们对此开展了大量的研究工作。部分学者认为, 上升流强度的变化趋势与其所处的地理环境有关, 其中索马里-阿曼沿岸上升流和71.25°W以东的南加勒比海沿岸上升流均呈增强的变化趋势, 而肯尼亚北海岸沿岸上升流和71.25°- 76.56°W的南加勒比海沿岸上升流分别呈减弱和无显著的变化趋势(Varela et al, 2015);加那利上升流系统、洪堡上升流系统、本格拉上升流系统和加利福尼亚上升流系统在高(低)纬度地区受加剧(减弱)的沿岸风应力影响呈增强(减弱)的变化趋势(Cropper et al, 2014; Rykaczewski et al, 2015; Wang et al, 2015)。也有学者认为, 在全球气候变暖的情况下, 上升流强度的变化趋势与季节有关, 5-8月加那利上升流呈减弱的趋势, 而10月至次年4月呈增强的变化趋势(Sousa et al, 2017)。而在地理位置跨度较小且研究季节相同时, 由于所用数据资料的不同, 有学者认为琼东沿岸上升流在全球气候变暖的影响下有所增强(刘羿等, 2009), 也有学者认为该上升流的强度呈减弱的趋势(Su et al, 2013;谢玲玲等, 2016)。另外, 全球气候变暖对非风生类上升流影响的研究也比较匮乏。因此, 沿岸上升流在全球气候变暖背景下的变化特征还有待于进一步研究。
辽东半岛顶端海域是渤海与北黄海水交换的重要通道(冀承振等, 2019)。北黄海冷水团经老铁山水道进入渤海时, 底层冷水受地形抬升和强潮流绕辽东半岛运动所产生的离心力作用影响向上涌升形成上升流(郭炳火等, 1986;贾瑞丽等, 2008)。该上升流是海流-地形类上升流, 出现位置相对固定。春、夏季, 上升流可涌升到表层海域, 在辽东半岛顶端邻近海域形成一处封闭的冷水区(汤明义等, 1989), 其中心位置为38°40′N、121°E, 范围在离岸20km以内(颜廷壮, 1991)。上升流现象对辽东半岛顶端邻近海域的动力环境和理化环境有一定的影响, 为夏季海雾的形成创造了有利的条件(孟宪贵等, 2012), 从而影响了海上航运及沿岸陆地的交通。迄今为止, 关于该上升流现象的研究主要集中在基本特征及形成机制方面, 尚未对全球气候变暖背景下该上升流的长期变化趋势进行研究。本文利用海表温度、风场、海面净辐射通量等数据资料及Niño3.4指数, 通过回归分析和相关性分析等方法对1988-2018年夏季辽东半岛顶端邻近海域上升流强度的变化趋势及影响因素进行了研究, 以确定全球气候变暖对该上升流的影响。
1 材料和方法 1.1 数据来源本研究主要采用1988-2018年夏季(6月1日-8月31日)的逐日海表温度(Sea Surface Temperature, SST)数据, 该数据来自于英国气象局(UK Met Office)的全球高分辨率业务化海表温度及海冰分析(Operational Sea Surface Temperature and Sea Ice Analysis, OSTIA)格点数据集(表 1)。该数据集始于1985年4月, 融合了现场实测SST数据以及AATSR(Advanced Along- Track Scanning Radiometer)、AVHRR(Advanced Very Hight Resolution Radiometer)等卫星遥感SST数据, 2006年起又同化了SEVIRI(Spinning Enhanced Visible and Infrared Imager)、AMSRE(Advanced Microwave Scanning Radiometer-Earth Observing System)、TMI (TRMM Microwave Imager)等卫星数据, 并经过了最优插值(Optimal Interpolation, OI)处理, 其空间分辨率为0.05° × 0.05°。在研究夏季风及风应力旋度对研究海域上升流现象所产生的影响时, 利用了来自美国遥感系统(Remote Sensing Systems, RSS)的多平台交叉校正风矢量分析(Cross-Calibrated Multi-Platform Wind Vector Analysis, CCMP)海面10m风场数据集, 该数据集融合了QuickSCAT(Quick Scatterometer)、ASCAT(Advanced Scatterometer)等微波散射计和GMI(GPM Microwave Radiometer)、SSM/I(Special Sensor Microwave/Imager)、SSMI/S(Special Sensor Microwave Imager/Sounder)等微波辐射计以及浮标观测的海面风场数据, 其空间分辨率为0.25°×0.25°, 时间间隔为6h(表 1)。此外, 为了更好地了解全球气候变暖背景下研究海域上升流产生变化的原因, 还分析了ENSO(El Niño-Southern Oscillation)和净辐射通量对上升流的影响。其中, Niño3.4指数是NOAA利用HadISST1数据集计算出的5°S-5°N, 170°-120°W区域内的SST矩平平均值; 海面净辐射通量包含感热通量(Sensible Heat Flux, SH)、潜热通量(Latent Heat Flux, LH)、净短波辐射通量(Net Short Wave Radiation Flux, SW)和净长波辐射通量(Net Long Wave Radiation Flux, LW)四项, 均来自于欧洲中期天气预报中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, ECMWF)提供的ERA-Interim再分析数据集, 其空间分辨率为0.125°× 0.125°, 时间分辨率为12 h(表 1)。
| 数据集 | 变量 | 空间分辨率(°×°) | 时间段 | 来源 |
| OSTIA | SST | 0.05°×0.05° | 1988-2018年 | http://marine.copernicus.eu/ |
| CCMP Version-2.0 | u、v | 0.25°×0.25° | 1988-2018年 | http://www.remss.com/measurements/ccmp/ |
| HadISST1 | Niño3.4 | 1988-2018年 | https://www.esrl.noaa.gov/psd/gcos_wgsp/Timeseries/Nino34/ | |
| ERA-Interim | SH | 0.125°×0.125° | 1988-2018年 | https://apps.ecmwf.int/datasets/data/interim-full-moda |
| LH | ||||
| SW | ||||
| LW | ||||
| 注: OSTIA:业务化海表温度及海冰分析(Operational Sea Surface Temperature and Sea Ice Analysis); SST:海表温度; u:纬向风分量; v:经向风分量; SH:感热通量; LH:潜热通量; SW:净短波辐射通量; LW:净长波辐射通量 | ||||
20世纪末全球气候变暖开始进入暂缓期(Knight et al, 2009), 故以此为时间节点可将1988-2018年分成1988-1997年和1998-2018年两个阶段, 分别对应变暖加速期和变暖暂缓期(谭红建等, 2016)。在这两个阶段, 辽东半岛顶端海域上升流的变化趋势及其影响因素可能会有所不同。因此, 本文首先计算出夏季(6-8月)渤海及北黄海部分海域1988-2018年的平均SST, 分析研究海域上升流的空间分布特征; 其次, 分析全球变暖加速期和变暖暂缓期研究海域上升流的时空分布特征及其变化情况, 并利用回归分析的方法对各要素的时间序列进行分析, 确定该上升流在全球变暖加速期、变暖暂缓期和整个研究时间段内的变化趋势; 最后, 利用相关性分析等方法探讨了全球气候变暖背景下研究海域上升流长期变化的影响因素。
1.2.1 海表温度上升流指数上升流向上涌升时可将深层冷水带至表层, 使上升流区的海表温度低于周围海域。因此, 可用沿岸海域与离岸海域同一纬度的SST之差来表征上升流的强度, 该强度指标称为海表温度上升流指数(Sea Surface Temperature Upwelling Index, UIΔSST)。其计算公式为:
(1)式中, UIΔSST是海表温度上升流指数, 单位为℃; SSTocean代表离岸海域SST, SSTcoast代表沿岸海域SST(Santos et al, 2012)。当UIΔSST为正值时, 表明研究海域存在上升流现象; 当UIΔSST为负值时, 则表明研究海域存在下降流现象; 当UIΔSST增大时, 研究海域上升流现象增强; 反之则减弱。该方法在沿岸上升流的研究中得到了广泛应用(Su et al, 2013; Cropper et al, 2014;谢玲玲等, 2016; Jayaram et al, 2018)。
由于研究海域位于半封闭浅海区, 同纬度离岸海域的SST存在一定程度的差异, 因此, 本研究用上升流区SST的平均值表示SSTcoast, 上升流区以外海域SST的平均值表示SSTocean, 再通过公式(1)计算出夏季平均UIΔSST。
1.2.2 沿岸风应力和风应力旋度风应力计算公式为:
(2)
(3)式中, τx和τy分别表示纬向风应力和经向风应力, 单位为N/m2; ρa是空气密度(本文取1.22 kg/m3); Cd是无量纲拖曳系数(1.4×10–3); Wx和Wy分别是纬向风速和经向风速。风应力旋度计算公式为:
(4)curlzτ表示风应力旋度, 单位为N/m3; 当curlzτ为正值时, 表示气旋性风应力旋度, 其作用下的Ekman抽吸可引起深层冷水上涌, 有利于上升流现象的形成; 当curlzτ为负值时, 则表示反气旋性风应力旋度, 可使表层海水向下运动从而抑制上升流现象的产生。
2 结果 2.1 上升流的分布特征为了确定夏季辽东半岛顶端海域上升流的空间分布特征, 对1988-2018年夏季(6-8月)渤海及北黄海部分海域的SST进行时间平均(图 1)。可以看出, 夏季研究海域SST的基本特征为:辽东湾顶、渤海湾及莱州湾的温度相对较高且均高于23℃; 其他海域的温度相对较低, 其值介于20.55-23℃之间, 并在辽东半岛顶端海域出现了一个温度低于21℃的冷水区。根据以往的研究可知, 该冷水区主要是由上升流现象产生的(夏综万等, 1983), 此外潮混合对冷水区的影响也不可忽视(吕新刚, 2010)。基于此, 本研究将多年夏季平均SST < 21℃的海域定义为上升流区, SST≥21℃的海域定义为非上升流区。经计算得出, 该上升流的海表温度上升流指数为1.75℃, 上升流区SST的最低值为20.55℃, 比同纬度非上升流区低1-2℃, 同琼东上升流与外海背景场温度的差值(谢玲玲等, 2016)相当, 表明该上升流现象较为显著。在空间上, 此处上升流以38°52′N、120°55′E为中心, 呈非对称的纺锤状分布在辽东半岛顶端西侧海域; 纬向上, 上升流区东侧基本以辽东半岛顶端为界, 向西最远伸展至120°30′E附近海域; 经向上, 其向北伸展到复州湾海域, 向南则伸展至北砣矶水道; 与历史观测结果证实的上升流位置(夏综万等, 1983)基本吻合。
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| 图 1 1988-2018年夏季(6-8月)渤海及北黄海部分海域的平均海表面温度(sea surface temperature, SST)分布 Fig. 1 Distribution of the average SST in summer (June-August) from 1988-2018 in the Bohai Sea and part of the northern Yellow Sea 注:白线以内(外)为上升流区(非上升流区) |
1988-1997年和1998-2018年夏季渤海及北黄海部分海域平均SST及其差值的空间分布情况如图 2所示。可以看出, 1988-1997年夏季, 非上升流区大部分区域平均SST在21-23℃之间, 个别海域高于23℃; 上升流区平均SST均低于21℃, 其最低值为20.47℃, 比同纬度非上升流区低1.5℃左右; 海表温度上升流指数为1.48℃。1998-2018年夏季, 非上升流区大部分海域SST在21.5-24℃之间, 渤海湾及莱州湾顶的温度甚至高于25℃; 上升流区大部分海域SST低于21℃, 其温度最低值为20.59℃, 比同纬度的非上升流区低2℃左右; 海表温度上升流指数为1.88℃。与1988-1997年相比, 1998-2018年研究海域夏季平均SST均有所升高, 但上升流区的升温速度慢于非上升流区, 海表温度上升流指数增大。此外, 对这两个时间段的海表温度上升流指数分别进行线性变化趋势分析也可发现, 1998-2018年上升流指数呈显著增加的变化趋势(通过95%的信度检验)(图 3)。
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| 图 2 1988-1997年(a)和1998-2018年(b)夏季研究海域平均SST及其海表温度差(c)分布 Fig. 2 Distribution of the average SST in summer from 1988-1997 (a) and 1998-2018 (b) and their difference in the research area 注:白线以内(外)为上升流区(非上升流区) |
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| 图 3 1988-1997年和1998-2018年海表温度上升流指数UIΔSST时间序列(实线)及其线性变化趋势(虚线) Fig. 3 Time series of UIΔSST (solid line) and its linear variation trend (dotted line) from 1988-1997 and 1998- 2018 |
为进一步确定辽东半岛顶端海域上升流强度在1988-2018年的变化趋势, 分别对上升流区及非上升流区的夏季平均SST和海表温度上升流指数进行趋势分析(图 4和表 2)。结果表明, 在整个研究时间段上, 非上升流区SST呈增加的变化趋势(通过95%的信度检验), 温度升高了1.32℃, 增长速率为0.43℃/10a;上升流区SST却无明显的变化趋势; 此外, 海表温度上升流指数也呈显著增加的变化趋势, 其速率为0.27℃/10a(通过95%的信度检验)。上升流指数的增加是由非上升流区与上升流区温差增大引起的, 其增加速率小于非上升流区SST的增加速率, 但二者均高于0.11[0.09-0.13]℃/10a的全球平均SST增长速率(IPCC, 2013;秦大河等, 2014)。因此, 辽东半岛顶端海域上升流在整个研究时段上一直呈显著增强的变化趋势。
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| 图 4 夏季非上升流区(a, 黑色)、上升流区(a, 灰色)平均SST和UIΔSST(b)的时间序列(b, 实线)及其线性变化趋势(虚线) Fig. 4 Time series of average SST (solid line) in the non-upwelling region (a, black line) and upwelling region (a, gray line) and UIΔSST (b) and their linear trend (dashed line) in summer |
| 变量 | R2 |
| SSTocean | 0.56 |
| SSTcoast | 0.21 |
| UIΔSST | 0.81 |
| 注: UIΔSST:海表温度上升流指数; SSTocean:离岸海域SST; SSTcoast:沿岸海域SST | |
净辐射通量反映研究海域的热量得失情况, 当净辐射通量为正值时表示海区获得热量, 反之则表示海区失去热量。对研究海域夏季净辐射通量的时间序列(图 5b)进行分析可发现, 1988-2018年夏季研究海域净辐射通量为正值并呈增加的变化趋势(通过95%的信度检验), 表明在全球气候变暖的影响下研究海域获得的热量持续增加。近30年研究海域SST增加的变化趋势(图 6)也证明了这一点。其中, 1998- 2018年研究海域所获热量增加的显著性较为明显(通过95%的信度检验)(图 5a)。净辐射通量与非上升流区SST及海表温度上升流指数均呈现一定的正相关关系, 相关系数分别为0.40和0.45(通过95%的信度检验), 但与上升流区SST无明显的相关关系。这主要是上升流区SST在受净辐射通量影响的同时还受到底层冷水的影响, 但净辐射通量对底层海水温度的影响较为有限, 其增温较慢。如作为研究海域上升流区深层冷水源的北黄海冷水团有升温的变化趋势, 但其速率仅为0.26℃/10a(李昂等, 2015), 明显小于非上升流区SST的增长速率。因此, 升温速率较慢的底层冷水涌升至表层后抑制了上升流区SST的增加, 从而加大了上升流区与非上升流区SST的差异。
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| 图 5 1988-1997年(a)、1998-2018年(a)和1988-2018年(b)夏季研究海域净辐射通量时间序列(实线)及其线性变化趋势(虚线) Fig. 5 Time series of net radiation flux (solid line) and its linear variation trend (dotted line) in the research area in 1988-1997(a), 1998-2018(a) and 1988-2018(b) 注:图a是以1997年为时间节点, 分别对变暖加速期(1988-1997年)和暂缓期(1998-2018年)研究海域的辐射通量作线性变化趋势分析; 图b则对整个研究时间段内研究海域的辐射通量作线性变化趋势分析 |
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| 图 6 1988-2018年夏季研究海域SST时间序列(实线)及其线性变化趋势(虚线) Fig. 6 Time series of SST (solid line) and its linear variation trend (dotted line) in the research area in 1988-2018 |
在全球变暖加速期和暂缓期, 研究海域都盛行偏南风, 其风速介于0.67-2.20m/s之间(图 7)。老铁山西侧海域的风几乎与岸线平行, 在科氏力的作用下表层海水向岸运动并在辽东半岛顶端产生堆积, 从而阻碍底层冷水向上涌升, 不利于研究海域上升流现象的形成(颜廷壮, 1991)。此外, 老铁山水道附近海域一直为气旋性风应力旋度, 其产生的Ekman抽吸可能会促进底层冷水向上涌升。与变暖加速期相比, 在全球气候变暖暂缓期, 研究海域的风向无明显变化, 风速稍有减小, 风应力旋度增强了7.94×10–9N/m3, 均有利于研究海域上升流的增强(图 3)。
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| 图 7 1988-1997年(a)和1998-2018年(b)夏季研究海域风场、风应力旋度及其风应力旋度差值(c)分布 Fig. 7 Distribution of summer monsoon and wind stress curl in summer in 1988-1997 (a) and 1998-2018 (b) and wind stress curl difference (c) in the research area |
在整个研究时间段内, 研究海域经向风v分量有所减弱, 纬向风u分量由西风逐渐转化为东风(图 8、图 9和表 3)。纬向风(东风)有利于辽东半岛顶端西侧海域底层冷水的上涌, 经向风(南风)的减弱也减小了表层海水的向岸运动对底层冷水上涌产生的抑制作用。此外, 相关性分析的结果也表明, 纬向风u分量分别与海表温度上升流指数和上升流区SST呈负相关和正相关关系, 相关系数分别为–0.38和0.35(通过95%的信度检验), 经向风v分量亦与海表温度上升流指数和上升流区SST呈负相关和正相关关系, 相关系数分别为–0.34和0.22(通过95%的信度检验)。
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| 图 8 1988-1997年和1998-2018年夏季研究海域纬向风u分量、经向风v分量(a)及老铁山水道附近风应力旋度(b)的时间序列(实线)及其线性变化趋势(虚线) Fig. 8 Time series (solid line) of zonal wind component (a, blue line), meridional wind component (a, red line) and wind tress curl near Laotieshan channel (c) and their linear variation trends (dashed line) jn 1988-1997 and 1998-2018 |
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| 图 9 夏季渤海纬向风u分量(a)、经向风v分量(a)和老铁山水道附近风应力旋度(b)的时间序列(实线)及其线性变化趋势(虚线) Fig. 9 Time series (solid line) of zonal wind component (a, black line), meridional wind component (a, gray line) and wind tress curl near Laotieshan channel (c) and their linear variation trends (dashed line) |
| 变量 | R2 |
| 纬向风u分量 | –0.33 |
| 经向风v分量 | –0.22 |
| 老铁山水道附近海域风应力旋度 | 0.23 |
ENSO可通过大气遥相关作用影响全球气候的变化, 进而对上升流的强度产生影响。1988-2018年夏季, Niño3.4指数无显著的增长趋势(R2=0.17)(图 10);此外, 海表温度上升流指数与夏季Niño3.4指数也无显著的相关关系(R=0.06, P=0.76)。因此, 从统计意义而言ENSO并不会影响上升流强度的长期变化趋势, 但在某些年份, ENSO可通过影响纬向风u分量来影响研究海域上升流的强度。夏季Niño3.4指数与纬向风u分量呈正相关关系, 相关系数为0.34(通过95%的信度检验); 而纬向风u分量又与海表温度上升流指数呈负相关关系, 相关系数为–0.38(通过95%的信度检验)。1997年和2014年夏季分别为1997-1998年和2014-2016年这两次强厄尔尼诺事件的发展阶段, 研究海域纬向风(西风)有所增强, 推动表层海水向辽东半岛顶端海域流动, 并在沿岸处形成堆积, 抑制底层冷水上涌, 不利于研究海域上升流的形成。海表温度上升流指数在1997年和2014年较临近年份有所减小也证明了这一结论(图 4b)。
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| 图 10 夏季研究海域纬向风分量(蓝色)、经向风分量(红色)及Niño3.4指数(灰色)时间序列(实线)及其变化趋势(虚线) Fig. 10 Time series of zonal wind component (blue), meridional wind component (red) and Nino3.4 index (gray) in the Bohai Sea in summer (solid line) and their linear variation trend (dashed line) |
本文利用1988-2018年夏季渤海及北黄海部分海域的SST、风场、海气界面净辐射通量以及Niño3.4指数等数据资料, 对全球气候变暖背景下辽东半岛顶端海域上升流的长期变化趋势及其影响因素进行了分析, 主要结论如下:
(1) 夏季, 辽东半岛顶端海域上升流以38°52′N、120°55′E为中心, 分布在38°-40°N, 120°30′-121°30′E海域内, 其中心位置较为固定。1988-2018年, 海表温度上升流指数呈显著增加的变化趋势, 其变化速率为0.27℃/10a, 快于全球平均SST增长的速率, 研究海域上升流显著增强; 其中, 1998-2018年全球变暖暂缓阶段上升流增强更为显著。
(2) 在全球气候变暖背景下, 渤海及北黄海部分海域的净辐射通量和夏季风场是辽东半岛顶端海域上升流长期变化趋势的两个影响因素。在整个研究时间段上, 净辐射通量增加可使研究海域SST增加, 上升流区SST的升温速率慢于非上升流区SST的升温速率, 使上升流区与非上升流区SST的温差增大, 研究海域上升流增强。夏季风纬向风u分量由西风转化为东风及经向风v分量(南风)的减弱有利于底层冷水上涌, 进而使研究海域上升流增强。
(3) 辽东半岛顶端海域上升流的长期变化趋势不受ENSO的影响, 但在某些年份ENSO可通过影响纬向风u分量对研究海域上升流的强度产生影响。在强厄尔尼诺发展阶段(1997年和2014年), 研究海域纬向风(西风)有所增强, 对底层冷水的抑制作用增加, 导致研究海域上升流减弱。
本文主要对全球气候变暖背景下辽东半岛顶端海域上升流的变化趋势进行了分析, 但未考虑渤黄海大规模围填海活动导致的潮汐、潮流变化(林磊等, 2016;侯庆志等, 2017)对其产生的可能影响; 此外, 关于渤黄海底层冷水团的强弱对上升流影响的研究还不够深入。因此, 今后将主要从这两个角度出发, 对辽东半岛顶端海域上升流的变化趋势作进一步的研究。
吕新刚, 2010.黄东海上升流机制数值研究.青岛: 中国科学院研究生院(海洋研究所)博士学位论文, 79-112
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汤明义, 刘宇中, 李洪海, 等. 1989. 渤、黄海及东海北部平均表面水温场季节变化特征及其成因的初步分析. 海洋学报, 11(5): 544-553 |
李昂, 于非, 刁新源, 等. 2015. 北黄海冷水团温度年际变化研究. 海洋学报, 37(1): 30-42 |
林磊, 刘东艳, 刘哲, 等. 2016. 围填海对海洋水动力与生态环境的影响. 海洋学报, 38(8): 1-11 |
孟宪贵, 张苏平. 2012. 夏季黄海表面冷水对大气边界层及海雾的影响. 中国海洋大学学报, 42(6): 16-23 |
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