2007年長江口鄰近海域夏季上升流演變機(jī)制研究

曹公平, 宋金寶, 樊 偉

(1. 中國科學(xué)院 海洋研究所, 山東 青島 266071; 2. 中國科學(xué)院 研究生院, 北京 100049 ; 3. 中國科學(xué)院 海洋環(huán)流與波動重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 山東 青島 266071)

2007年長江口鄰近海域夏季上升流演變機(jī)制研究

曹公平1,2,3, 宋金寶1,3, 樊 偉1,3

(1. 中國科學(xué)院 海洋研究所, 山東 青島 266071; 2. 中國科學(xué)院 研究生院, 北京 100049 ; 3. 中國科學(xué)院 海洋環(huán)流與波動重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 山東 青島 266071)

研究長江口鄰近海域夏季上升流強(qiáng)度和空間分布的變化, 對漁業(yè)生產(chǎn)和赤潮的防治具有重要的指導(dǎo)意義。采用2007年6～10月高分辨率衛(wèi)星遙感資料NGSST海表溫度和CCMP風(fēng)場, 通過經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)(EOF)分解和區(qū)域海洋數(shù)值模式(ROMS)研究了該海域夏季上升流的短期演變機(jī)制及其與SST異常的關(guān)系。結(jié)果表明, 夏季上升流強(qiáng)度和范圍存在明顯變化, 是引起該海域 SST異常的重要原因; 風(fēng)場對上升流短期演變起著關(guān)鍵作用, 風(fēng)應(yīng)力旋度對局地上升流變化的影響與沿岸風(fēng)應(yīng)力同等重要; 地形變化影響著上升流中心的分布, 陡而窄的海底凸起容易在順流側(cè)形成較強(qiáng)的上升流中心, 并在逆流側(cè)誘發(fā)下降流。

長江口; 上升流; 經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)(EOF)分析; 區(qū)域海洋數(shù)值模式(ROMS); 演變機(jī)制

上升流是近海最重要的海洋過程之一, 通過垂向輸運(yùn)過程對海域溫鹽垂直結(jié)構(gòu)和營養(yǎng)鹽分布產(chǎn)生重要影響, 是海洋漁場形成的重要動力環(huán)境, 也為赤潮爆發(fā)提供條件[1]。以往觀測資料和研究證實(shí), 長江口鄰近海域存在大面積的上升流現(xiàn)象, 包括浙江沿岸上升流區(qū)和長江口外海域上升流區(qū)等。因此, 研究長江口鄰近海域上升流的演變, 不僅有助于漁業(yè)工作者更好地了解漁場的分布與變遷, 而且對赤潮等生態(tài)環(huán)境問題的防治具有重要的指導(dǎo)意義。

以往不少學(xué)者對該區(qū)域上升流現(xiàn)象進(jìn)行了研究。關(guān)于長江口外夏季上升流現(xiàn)象, 趙保仁等[2-3]認(rèn)為海底地形對臺灣暖流的抬升作用, 是長江口外海形成上升流的基本動力因素; 而朱建榮[4]則認(rèn)為鹽淡水混合產(chǎn)生的斜壓效應(yīng)和臺灣暖流入侵陸架導(dǎo)致的正壓效應(yīng)是形成長江口外水下河谷附近上升流的主要成因。對于浙江近海上升流現(xiàn)象, 胡敦欣[5]指出黑潮北上余脈沿陸架海底沿岸爬坡是其形成的主要動力, 風(fēng)不是主要因子; 而潘玉球[6]則認(rèn)為風(fēng)的作用很重要, 和臺灣暖流產(chǎn)生上升流的量級相當(dāng); 黃祖珂[7]基于數(shù)值模擬提出了潮因子誘發(fā)機(jī)制, 呂新剛[8]進(jìn)一步強(qiáng)調(diào)了潮運(yùn)動的作用。然而, 由于產(chǎn)生上升流的動力因子(臺灣暖流、風(fēng)、潮汐和長江徑流等)復(fù)雜多變, 再加上觀測資料的相對缺乏, 對于該海域上升流的形成機(jī)制至今未形成統(tǒng)一認(rèn)識。而且, 以往研究多集中在風(fēng)應(yīng)力和臺灣暖流等形成上升流的動力機(jī)制上, 對于該海域上升流的演變及其機(jī)制卻鮮有論及。

海洋衛(wèi)星遙感能夠提供大面積長期的觀測資料,近年來在海洋研究中越來越受重視。Tang[9-10]等應(yīng)用遙感資料研究了臺灣海峽海域的上升流長周期和短周期變化, 胡明娜[11]用遙感數(shù)據(jù)研究了浙江近海夏季上升流現(xiàn)象。本文擬在前人研究的基礎(chǔ)上, 采用高分辨率的海洋遙感資料NGSST和CCMP風(fēng)場, 分析長江口鄰近海域夏季上升流的短期演變, 通過對上升流區(qū)域海表溫度異常 EOF分析, 探討上升流引起短期內(nèi)海表溫度異常的主要機(jī)制, 并借助 ROMS模式研究地形對上升流中心分布的影響。

1 研究區(qū)域

本文的研究區(qū)域如圖 1所示。該海域近岸海區(qū)島嶼眾多, 岸線曲折; 海底地形復(fù)雜, 在 20 m等深線與50 m等深線間有一明顯的狹長海底斜坡, 大體與等深線和岸線平行; 河口北端存在水下河谷。北上的臺灣暖流、浙江沿岸流和南下的黃海沿岸流在長江口鄰近海域交匯, 再加上從西邊界注入的長江徑流, 使該海域水系結(jié)構(gòu)異常復(fù)雜。同時, 該海域還受東亞季風(fēng)影響, 氣候復(fù)雜多變。

圖1 研究區(qū)域海底地形(m)分布Fig. 1 Topography of the investigation area

2 數(shù)據(jù)和方法

海表溫度(SST)。Japan GODAE, NGSST(New Generation Sea Surface Temperature)是由日本Tohoku University開發(fā)的一種新的高分辨率海表溫度衛(wèi)星資料, 它綜合了紅外散射計AVHRR、MODIS和微波散射計 AMSR-E三種衛(wèi)星資料, 覆蓋了 116°～166°E, 13°～63°N區(qū)域。其水平分辨率為0.05°×0.05°, 時間分辨率是6 h。

海面風(fēng)場(SSW)。多平臺交叉校正CCMP(Cross Calibrated Multi-Platform)海面風(fēng)場采用一種增強(qiáng)的變分同化分析法(VAM)融合了QuikSCAT/SeaWinds、ADEOS-II/SeaWinds、AMSR-E、TRMM/TMI和SSM/I等諸多海洋被動微波和散射計遙感平臺上采集的風(fēng)場數(shù)據(jù), 給出的是距海面10 m處風(fēng)場沿經(jīng)向和緯向的速度分量。其空間分辨率為0.25°×0.25°, 時間分辨率是6 h。

其中U10為距海面 10 m處風(fēng)應(yīng)力矢量,τ為風(fēng)應(yīng)力矢量,x,y分別為向東和向北方向,ρa(bǔ)為空氣密度(1.29 kg/m3),Cd為拖曳系數(shù), 取×10-3[12]。

本文采用上述遙感衛(wèi)星資料2007年6～10月期間的日平均及月平均資料, 運(yùn)用經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)分析SST異常的時空模態(tài), 并結(jié)合ROMS模式探討上升流的短期演變機(jī)制。

3 結(jié)果與分析

3.1 夏季上升流現(xiàn)象

圖2 NGSST衛(wèi)星資料顯示的2007年月平均SST分布圖Fig. 2 Distributions of monthly average SST during 2007 from satellite data NGSST

圖2顯示, 2007年夏季6, 7月份長江口外?？诟浇Ｓ蜷_始出現(xiàn)小面積的冷水團(tuán), 7月21日到8月20日期間, 冷水團(tuán)擴(kuò)大增強(qiáng), 形成顯著的孤立的冷水中心, 8月底冷水中心開始消退。8月份SST分布顯示, 32.5°N以南海域存在兩處孤立的冷水中心, 分別位于啟東附近(32°N, 122.2°E為中心)、長江口外水下河谷和舟山群島附近(29°～31.5°N, 122°～123°E)。冷水中心平均水溫低于 27℃, 比周圍 28.5℃以上水溫低 2℃左右, 由于冷水中心被周圍的暖水包圍, 與以往觀測資料和研究證實(shí)的上升流中心[2,5]基本吻合,因此該冷水中心不應(yīng)是周圍的平流運(yùn)動引起的, 而是深層水上涌形成的, 代表著上升流中心。其中, 較大面積的水舌狀冷水中心由夏季較強(qiáng)的水下河谷附近上升流與舟山群島附近上升流連成一體形成的。水下河谷附近上升流區(qū)比趙保仁[3]等的觀測結(jié)果偏南約半個緯度, 很可能是南下的黃海沿岸流和長江沖淡水在表層驅(qū)動造成的。32.5°N以北海域存在大面積的冷水舌入侵現(xiàn)象, 可能是由于黃海沿岸流、黃海暖流與長江沖淡水匯聚產(chǎn)生氣旋型渦旋造成的[13]。從圖中可以看出, 三處上升流的中心位置基本穩(wěn)定, 上升流的強(qiáng)度和范圍發(fā)生顯著的變化。

3.2 上升流引起海表溫度異常的EOF結(jié)果分析

為了研究影響上升流演變的因素, 首先對由上升流引起的海表溫度異常進(jìn)行模態(tài)分解。本文選取上升流海域29°～32.5°N, 121.5°～124.2°E區(qū)域, 上升流現(xiàn)象顯著且變化明顯的2007年7月21日至8月20日期間進(jìn)行研究。首先對日平均NGSST資料進(jìn)行處理, 得到SST距平場。對SST距平場進(jìn)行EOF分解, 得到SST方差變化的空間和時間模態(tài), 其前4個模態(tài)貢獻(xiàn)率見表 1。圖 3和圖 4分別為上升流引起SST異常的EOF分解前4個模態(tài)空間分布和對應(yīng)的時間變化系數(shù)。

表1 EOF的前4個模態(tài)的方差貢獻(xiàn)率Tab. 1 Contributions of the first four EOF modes to variance

第一模態(tài)的貢獻(xiàn)占方差的 51.52%, 空間分布上整個區(qū)域均為負(fù)值, 這表明研究海域 SST變化趨勢空間上具有整體一致性。第一模態(tài)的時間變化系數(shù)為正值時, 表現(xiàn)為整個海域海表溫度偏低, 時間系數(shù)為負(fù)值時, 整個海域溫度偏高。上海市中心氣象臺資料顯示上海市和長江口區(qū)2007年7月23日至8月3日出現(xiàn)連續(xù)12 d的持續(xù)高溫, 29日極端高溫達(dá)39.6℃, 時間變化系數(shù)上表現(xiàn)為較大的負(fù)值, 8月 3日之后氣溫開始下降, 時間變化系數(shù)上表現(xiàn)為逐漸向正值轉(zhuǎn)變。第一模態(tài)時間變化系數(shù)很好地反映了夏季上海市和長江口區(qū)的氣溫變化特征, 表明氣溫強(qiáng)迫是SST異常的首要控制因子。SST變率較大值區(qū)域, 沿著等深線從南向北延伸到 32°N附近, 和臺灣暖流夏季入侵的路徑一致[14], 夏季穩(wěn)定的臺灣暖流沿等深線入侵可能是SST出現(xiàn)較大變率的主要原因。因此, 第一模態(tài)反映了研究海域 SST異常主要受氣溫強(qiáng)迫的控制, 具有整體一致性, 同時受臺灣暖流入侵的影響呈現(xiàn)空間變率的不均勻分布。

第二模態(tài)的貢獻(xiàn)占方差的27.00%?？臻g分布上以 31.5°N為界, 以南和以北海域分別呈現(xiàn)負(fù)異常和正異常的空間分布特征。圖5顯示, 31.5°N以北大部分海域是東南風(fēng), 以南海域則是西南風(fēng), 強(qiáng)勁的西南風(fēng)產(chǎn)生 Ekman輸運(yùn)形成風(fēng)生上升流, 使附近表層水溫度降低, 表現(xiàn)為SST負(fù)異常區(qū)域; 8月8日左右風(fēng)場由西南風(fēng)轉(zhuǎn)為東南風(fēng), 在該模態(tài)時間變化系數(shù)上表現(xiàn)為從負(fù)值轉(zhuǎn)化為正值。因此, 第二模態(tài)反映了風(fēng)場形成的上升流引起 SST異?，F(xiàn)象, 表明風(fēng)場是上升流短期演變的關(guān)鍵因子。

第三模態(tài)的貢獻(xiàn)占方差的9.11%。SST負(fù)異常區(qū)域沿著 123°E斷面 1°左右呈帶狀分布, 恰好沿著長江沖淡水羽狀峰的外海側(cè)[15]。此分布形態(tài)不應(yīng)為長江沖淡水的溫差造成的, 而應(yīng)為長江沖淡水與海水混合產(chǎn)生的較強(qiáng)密度梯度形成的斜壓效應(yīng)在地形的作用下形成上升流, 使得該區(qū)域 SST異常變化較為顯著; 正異常區(qū)域散布在負(fù)異常的外側(cè), 為上升流附帶產(chǎn)生的下降流區(qū)域[4]。水情通報[16]顯示8月 3日和5日, 長江中下游出現(xiàn)大暴雨, 很大程度上影響了入海的實(shí)際長江徑流量, 這正是該模態(tài)時間變化系數(shù)在8月初出現(xiàn)較大正值的原因。因此, 第三模態(tài)反映了長江徑流與海水混合產(chǎn)生的斜壓效應(yīng)誘導(dǎo)的上升流引起 SST異常, 表明長江徑流量的變化是影響水下河谷附近上升流短期變化不可忽視的因子。

第四模態(tài)的貢獻(xiàn)占方差的3.29%。SST異常區(qū)域以31°N為界呈正、負(fù)相間的分布特征, 和該海域的海底地形基本一致。SST變率最大負(fù)值區(qū)位于啟東附近, 變率最大正值區(qū)位于舟山群島附近。呂新剛等[8]研究表明長江口鄰近海域潮運(yùn)動通過斜壓和正壓機(jī)制誘導(dǎo)上升流。驗(yàn)潮站資料顯示, 長江口南、北側(cè)海域的潮汐運(yùn)動存在較大的相位差; 同時 M2分潮的同潮圖[17]顯示, 啟東和舟山附近的遲角存在60°左右的差異, 潮汐運(yùn)動的區(qū)域差異使SST異常呈現(xiàn)出如模態(tài)四所顯示的空間分布特征。同時, 對應(yīng)的時間變化系數(shù)在 1個月內(nèi)呈現(xiàn)明顯的雙峰周期性,與研究期間天文潮運(yùn)動的月周期出現(xiàn)的大、小潮形態(tài)和時間完全一致。因此, 第四模態(tài)反映了潮運(yùn)動誘導(dǎo)上升流引起的 SST異常, 表明潮運(yùn)動影響上升流短期變化, 但影響相對較小。

圖3 EOF分解的前4個模態(tài)空間分布Fig.3 The spatial distributions of the four modes by EOF analysis

EOF分析結(jié)果表明, 長江口鄰近海域太陽輻射和臺灣暖流入侵使 SST異常呈現(xiàn)整體一致的趨勢;風(fēng)場是上升流引起 SST短期變化的關(guān)鍵因素; 長江徑流量產(chǎn)生的斜壓效應(yīng)在水下河谷附近誘導(dǎo)的上升流是該區(qū)域的 SST異常不可忽視的因子; 潮運(yùn)動誘導(dǎo)上升流引起SST異常, 但影響有限。

圖4 EOF分解的前4個模態(tài)時間變化系數(shù)Fig. 4 The time-varying coefficients of the four modes by EOF analysis

3.3 風(fēng)應(yīng)力和風(fēng)應(yīng)力旋度對上升流短期演變的影響

圖5 研究期間每5天平均的風(fēng)應(yīng)力(N/m2)分布Fig. 5 Distributions of every five days average of wind stress (N/m2)

風(fēng)場通過風(fēng)應(yīng)力產(chǎn)生的Ekman輸運(yùn)和風(fēng)應(yīng)力旋度產(chǎn)生的 Ekman抽吸形成沿岸上升流, 是沿岸上升流形成的重要動力。Enriquez等[18]和Pickett等[19]研究認(rèn)為, 風(fēng)應(yīng)力旋度引起的 Ekman抽吸和風(fēng)應(yīng)力引起的 Ekman輸運(yùn)對于上升流的形成同等重要, 并具有相當(dāng)?shù)牧考?。研究海域夏季盛行西南季風(fēng), 受地形影響形成強(qiáng)的風(fēng)應(yīng)力旋度中心, 對上升流的形成和短期演變有重要作用。

圖6和圖7分別為研究期間每5天平均的風(fēng)應(yīng)力旋度和SST分布。比較SST分布與同期的風(fēng)應(yīng)力和風(fēng)應(yīng)力旋度分布, 32.5°N以南海域SST低值區(qū)域很好地對應(yīng)著風(fēng)應(yīng)力和風(fēng)應(yīng)力旋度的高值區(qū)域, 同期較大的風(fēng)應(yīng)力旋度引起較冷的SST。7月23日, 風(fēng)應(yīng)力旋度高值中心旋度很小, 平均約為0.01×10-5N/m3,西南向風(fēng)應(yīng)力也較小, 平均不到 0.025 N/m2, 上升流區(qū)范圍較小, 強(qiáng)度較弱, 僅在30°N周圍有經(jīng)緯各1°左右、平均溫度約26℃的上升流中心。8月3日和8日, 風(fēng)應(yīng)力增強(qiáng), 高值中心超過 0.1N/m2, 并在32°N 和舟山群島附近存在兩處風(fēng)應(yīng)力旋度高值中心, 平均約為0.04×10-5N/m3, 分別對應(yīng)著啟東附近上升流區(qū)、舟山群島附近和水下河谷附近上升流區(qū)的SST低值區(qū), 面積較7月23日明顯擴(kuò)大。隨著 8月 13日左右隨著風(fēng)向轉(zhuǎn)向東南風(fēng), 上升流強(qiáng)度開始減弱。

圖6 研究期間每5天平均風(fēng)應(yīng)力旋度分布Fig. 6 Distributions of the five-day average wind stress curl

圖 8為長江口水下河谷附近和舟山附近上升流中心區(qū)域SST距平值與該區(qū)域的經(jīng)向風(fēng)應(yīng)力、緯向風(fēng)應(yīng)力和風(fēng)應(yīng)力旋度的距平值的時間序列, SST距平值與局地的經(jīng)向風(fēng)應(yīng)力、緯向風(fēng)應(yīng)力、風(fēng)應(yīng)力旋度相關(guān)性系數(shù)分別為 0.741, 0.334和 0.715, 表明經(jīng)向風(fēng)應(yīng)力和風(fēng)應(yīng)力旋度對局地上升流變化具有重要影響, 而緯向風(fēng)應(yīng)力對局地上升流變化影響不大。因此風(fēng)場對上升流變化的影響是局地的, 風(fēng)應(yīng)力和風(fēng)應(yīng)力旋度對局地上升流短周期的演變具有相同量級的貢獻(xiàn)。

圖7 研究期間每5天平均SST分布Fig. 7 Distributions of the 5-day average SST

圖8 上升流區(qū)域SST與局地經(jīng)向(緯向)風(fēng)應(yīng)力及風(fēng)應(yīng)力旋度距平值的時間序列圖Fig. 8 Time series of anomalies for SST, meridional wind stress, zonal wind stress and wind stress curl in upwelling areas

3.4 潮汐作用對上升流短期演變的影響

長江口鄰近海域潮運(yùn)動強(qiáng)烈, 以往研究表明潮運(yùn)動通過多種動力機(jī)制誘導(dǎo)上升流, 對該區(qū)域上升流的形成起著重要作用[8]。Pineda[20]研究認(rèn)為春夏季節(jié)潮汐運(yùn)動的月周期性影響著上升流強(qiáng)度的明顯變化, 較大的海表溫度異常發(fā)生在新月后的7～12 d和19～24 d。

分別截取 ROMS模擬(氣候態(tài)模擬, 范圍27°～35°N, 119°～126°E, 水平分辨率 1/27°, 垂向分24個S層, 海面通量選用COADS05資料, 考慮M2, S2, K1和O1四個主要分潮, 開邊界由中國近海的模擬結(jié)果插值得到)的三處上升流區(qū)域中心 32°N、31°N和29°N斷面8月份月平均的溫度剖面, 和8月份10 m層垂向流速時間序列剖面圖。如圖9所示, 去除潮汐后, 32°N和31°N斷面溫度變化明顯, 29°N斷面, 溫度剖面變化很小。同時, 32°N斷面的122.5°E西側(cè)垂向流速呈現(xiàn)明顯的周期性結(jié)構(gòu), 和天文潮的大、小潮的月周期特征相符。31°N斷面垂向流速123.5°E附近也有類似的周期性, 但其他區(qū)域呈無規(guī)律變化,可能受長江徑流量、風(fēng)場等綜合作用造成的。29°N斷面流速則較弱, 只在8月初較強(qiáng), 可能是由于8月初較強(qiáng)的臺灣暖流與地形的相互作用形成的。

數(shù)值模擬的結(jié)果和模態(tài)四反映的潮運(yùn)動引起的SST異常分布特征相吻合。因此, 潮運(yùn)動影響上升流強(qiáng)度的短周期演變, 但相對于長江徑流量和風(fēng)場的影響, 其影響較為有限。

圖9 32°N, 31°N和29°N斷面的有潮、無潮溫度剖面和對應(yīng)10 m層垂向流速時間序列Fig. 9 Vertical distributions of temperature with tide, without tide and time series of vertical velocity in 10 meters, along section 32°N, section 31°N and section 29°N

3.5 地形變化對上升流中心分布的影響

地形影響著上升流形成和分布特征, 理論研究表明地形變化并不改變風(fēng)生上升流的總強(qiáng)度, 而是對其重新分配從而形成強(qiáng)的上升流中心, 影響其分布的結(jié)構(gòu)特征[21]。長江口鄰近海域地形極其復(fù)雜, 地形的變化可能是影響上升流中心分布和形態(tài)特征的重要因素。

如圖10所示, 截取穿過上升流中心和水下河谷,且跨岸方向上地形變化較小的123°E斷面10 m層垂向流速剖面和穿過上升流中心, 且沿岸方向上地形變化較小的 30.7°N斷面 10 m層垂向流速剖面。30.7°N斷面顯示, 近岸斜坡坡度較大, 外側(cè)海底地形變化較平緩。由于底 Ekman效應(yīng), 深層水沿岸爬坡形成上升流, 上升流中心集中在近岸斜坡坡度較大處, 而較平緩的海底地形附近不易形成強(qiáng)的上升流中心。123°E斷面表明, 沿岸地形變化劇烈, 由于底層環(huán)流的爬坡使深層水上涌, 上升流中心多集中在急劇變化地形附近, 窄而陡斜坡的順流側(cè)產(chǎn)生強(qiáng)的上升流, 逆流側(cè)出現(xiàn)下降流。而 29.5°E和31.5°E附近, 底形坡度寬而緩, 垂向流速幾乎為零, 這是由于較寬地形的底摩擦作用抵消了爬坡效應(yīng)和底Ekman效應(yīng)[22]。舟山群島和長江口水下河谷附近海底地形起伏較大, 有利于形成較強(qiáng)的上升流, 是舟山漁場和長江口漁場形成的重要原因。

圖10 30.7°N和123°E斷面垂向流速剖面圖Fig. 10 Profiles of vertical velocity distribution along section 30.7°N and section 123°E

4 結(jié)論

本文應(yīng)用高分辨率的海洋遙感資料NGSST海表溫度和 CCMP風(fēng)場, 研究了長江口鄰近海域上升流的短期變化。對2007年夏季上升流存在期間SST異常進(jìn)行分析, 并通過EOF分析了由上升流引起SST異常的時空分布, 最后通過 ROMS模式進(jìn)一步探討了上升流短期變化的機(jī)制。得到的主要結(jié)論如下: (1)海表溫度異常的時空特征分布較好地反映了上升流的演變。2007年夏季, 該海域上升流范圍和強(qiáng)度變化明顯, 7月下旬清晰顯現(xiàn), 8月上旬達(dá)到最強(qiáng), 8月下旬開始衰退。(2)風(fēng)場是上升流短周期變化的關(guān)鍵因子, 風(fēng)應(yīng)力旋度對局地上升流變化的影響與沿岸風(fēng)應(yīng)力同等重要; 長江徑流量變化對水下河谷附近上升流變化影響顯著; 而潮運(yùn)動對該海域上升流強(qiáng)度變化影響較為有限。(3)地形變化影響著上升流中心的分布位置和形態(tài)。較陡的跨岸斜坡有利于形成強(qiáng)的上升流中心; 起伏的沿岸地形變化, 容易在窄而陡斜坡的順流側(cè)形成強(qiáng)的上升流中心, 逆流側(cè)出現(xiàn)下降流, 緩而寬的斜坡不易形成強(qiáng)的上升流中心。

長江口鄰近海域分布諸多島嶼和岬角, 海岸線曲折復(fù)雜, 對于風(fēng)場和環(huán)流結(jié)構(gòu)的影響較為復(fù)雜。因此, 海岸線對于上升流的影響不可忽視, 有待進(jìn)一步研究。

致謝:衛(wèi)星遙感資料 NGSST和 CCMP風(fēng)場來自http://apdrc.soest.hawaii.edu/, 本文還引用了上海中心氣象臺氣溫資料和水位管理系統(tǒng)的長江徑流量資料, 在此一并表示感謝。

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(本文編輯: 劉珊珊)

Mechanism of upwelling evolvement in the Yangtze River Estuary adjacent waters in summer, 2007

CAO Gong-ping1,2,3,SONG Jin-bao1,3,FAN Wei1,3
(1. Institute of Oceanology, the Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China; 2. Graduate School of the Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3. Key Laboratory of Ocean Circulation and Waves, the Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China)

Mar.,2,2012

the Yangtze River Estuary; upwelling; empirical orthogonal function (EOF) analysis; regional ocean model system (ROMS); evolvement mechanism

We utilized the high resolution satellite product, NGSST sea surface temperature (SST) and cross calibrated multi-platform (CCMP) wind data, the empirical orthogonal function (EOF) method and numerical ocean model (ROMS) to investigate the evolution of upwelling and its influence on SST anomaly in this specific region. The result indicated that the intensity and spatial distribution of upwelling in summer exhibited an evident variation, which was the key factor for the SST anomaly. The effect of the wind field was local and primarily influences its short term evolution, while the contribution of wind stress curl was on a par with the component of wind stress along the coast. The topographic variation determined the center of the upwelling, which could be induced at the strong inflow flank above the steep and narrow heave, and a corresponding downflow occurs behind the heave.

P731.21

A

1000-3096(2013)01-0102-11

2012-03-02;

2012-10-22

國家基金委創(chuàng)新群體項目(41121064); 國家自然科學(xué)基金(41176016)

曹公平(1984-), 男, 河南周口人, 碩士研究生, 研究方向:物理海洋學(xué), E-mail: caoyun311@163.com; 宋金寶, 通信作者, 電話: 86-532-82898506, E-mail: songjb@qdio.ac.cn