浙江沿岸春季上升流的數(shù)值研究

倪婷婷，管衛(wèi)兵*，3，曹振軼，陳 琪

浙江沿岸春季上升流的數(shù)值研究

倪婷婷1，2，管衛(wèi)兵*1，2，3，曹振軼1，2，陳 琪1，2

（1.衛(wèi)星海洋環(huán)境動(dòng)力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，浙江杭州 310012；2.國家海洋局第二海洋研究所，浙江杭州 310012；3.浙江大學(xué)海洋科學(xué)與工程學(xué)系，浙江杭州 310058）

采用三維斜壓非線性數(shù)值模式ROMS（Regional Ocean Modeling System），在浙江沿岸特殊地形的基礎(chǔ)上綜合考慮風(fēng)場、臺(tái)灣暖流、潮流以及長江徑流等可變因子，對春季浙江沿岸上升流進(jìn)行了數(shù)值研究。研究結(jié)果表明，浙江沿岸春季存在上升流，且上升流以帶狀分布在浙江近岸海域，在漁山列島附近（28.40°N，122.00°E）以及舟山群島附近（30.70°N，122.60°～123.00°E）存在2個(gè)上升流中心。風(fēng)、臺(tái)灣暖流和潮動(dòng)力是影響浙江沿岸春季上升流的重要因子，其中風(fēng)和臺(tái)灣暖流對浙江沿岸整條上升流帶均有影響；潮動(dòng)力僅對28.60°N緯度線以北至舟山群島附近的上升流以及2個(gè)上升流中心的強(qiáng)度存在影響；長江徑流對2個(gè)上升流中心、舟山群島及長江口附近的上升流有一定影響。通過對浙江沿岸海域流場的分析可以發(fā)現(xiàn)，舟山群島附近底層各等深線上水體向岸運(yùn)動(dòng)的速度比周圍海域的大，跨越底層各等深線向上涌升的趨勢更明顯，間接反映了舟山群島附近的上升流強(qiáng)度相對較強(qiáng)。對于舟山群島附近的上升流而言，30 m深度以淺的海域，科氏力、水平平流作用與垂直粘性力是上升流形成的主要?jiǎng)恿Γ?0 m深度以深的海域，上升流形成的主要?jiǎng)恿榭剖狭εc壓強(qiáng)梯度力，此時(shí)水平平流作用和垂直粘性力對上升流的影響較弱。

浙江沿岸；上升流；區(qū)域海洋數(shù)值模式（ROMS）；動(dòng)力成因

0 引言

浙江近岸海域是我國近海最大漁場所在地，其中以舟山漁場最為著名。漁場的形成，除特定的生物因素外，亦與此區(qū)域的上升流有密切聯(lián)系。上升流從輸送營養(yǎng)鹽、影響漁場位置和驅(qū)趕底層魚這三個(gè)方面對漁場產(chǎn)生作用［1］。2011年我國沿海赤潮共發(fā)生55次，東海發(fā)生了23次，成為赤潮災(zāi)害的高發(fā)區(qū)，發(fā)生的次數(shù)和累計(jì)面積分別占全國海域的41.8%和21.5%，其中浙江沿海又是東海赤潮災(zāi)害的多發(fā)區(qū)［2］。從歷年統(tǒng)計(jì)數(shù)據(jù)分析，浙江沿海赤潮發(fā)生次數(shù)占全國的三分之一，累計(jì)面積達(dá)全國一半以上，赤潮造成的直接經(jīng)濟(jì)損失自20世紀(jì)90年代至今，已達(dá)到數(shù)億元［3］。赤潮災(zāi)害的發(fā)生不僅與氣象條件和水體理化環(huán)境有關(guān)，而且與上升流等物理過程密切相關(guān)。由此可見，研究浙江沿岸上升流對水產(chǎn)養(yǎng)殖和防治赤潮等生態(tài)環(huán)境問題都具有重要意義。

一直以來，人們主要依賴對溫、鹽以及少數(shù)實(shí)測資料的分析，直觀地揭示了浙江沿岸存在上升流，進(jìn)而認(rèn)識(shí)了上升流現(xiàn)象以及結(jié)構(gòu)。1964年學(xué)者們就已經(jīng)提出浙江沿岸存在上升流［4-5］；胡敦欣等［6］在20世紀(jì)70年代末對浙江沿岸上升流的動(dòng)力機(jī)制進(jìn)行了初步探討；曹欣中等［1，7］將誘發(fā)浙江近岸上升流的機(jī)制歸納為受地形摩擦影響而產(chǎn)生的向岸的剩余壓強(qiáng)梯度力；潘玉球等［8］認(rèn)為風(fēng)、臺(tái)灣暖流和地形是影響浙江沿岸上升流的主要?jiǎng)恿C(jī)制，風(fēng)和地形對上升流的貢獻(xiàn)同等重要；劉先炳等［9］提出浙江沿岸上升流按成因可分為2個(gè)區(qū)域——近岸區(qū)以及遠(yuǎn)岸區(qū)，風(fēng)是影響近岸區(qū)上升流的重要原因，而臺(tái)灣暖流是遠(yuǎn)岸區(qū)上升流形成的主要誘導(dǎo)因子；黃祖珂等［10］認(rèn)為風(fēng)、潮汐和臺(tái)灣暖流等因素的共同作用導(dǎo)致沿岸上升流的形成并影響其變化。以上的探究主要針對浙江沿岸夏季上升流，后來很多學(xué)者接連提出浙江沿岸冬季也存在上升流［11-12］，但對其動(dòng)力機(jī)制存在一定爭議。有學(xué)者認(rèn)為風(fēng)和臺(tái)灣暖流是影響冬季閩浙沿岸上升流的重要因子［13］，也有研究表明低鹽近岸水和臺(tái)灣暖流之間的密度鋒是誘發(fā)冬季浙江沿岸上升流的主要?jiǎng)恿C(jī)制［14］。有研究表明，浙江沿岸一年四季都存在上升流，上升流中心和強(qiáng)度有明顯的季節(jié)變化［15］，且主要呈狹長帶狀分布在沿岸海域［16］。對浙江沿岸上升流中心流速估算從8.4×10-4cm/s［12］，6.5×10-3cm/s［16］，7.0×10-3cm/s［9］一直到8.5×10-3cm/ s［17］。從這些估算數(shù)據(jù)可以看出，上升流流速的量級約為10-3cm/s。

前人多將研究重點(diǎn)放在夏季和冬季浙江沿岸上升流上，而對該海域春季上升流現(xiàn)象的研究相對較少?？紤]到春季是冬、夏兩季的過渡季節(jié)，同時(shí)春季往往也是赤潮災(zāi)害的高發(fā)時(shí)期，因此研究春季浙江沿岸上升流有助于了解海域的物理環(huán)境，為水產(chǎn)養(yǎng)殖以及海洋生態(tài)環(huán)境的保護(hù)提供理論支持。為進(jìn)一步弄清春季上升流的狀況及動(dòng)力機(jī)制，本文將在觀測資料的基礎(chǔ)上利用區(qū)域海洋模擬系統(tǒng)ROMS，探討風(fēng)、臺(tái)灣暖流、潮和長江徑流對春季浙江沿岸上升流的影響。

1 模型簡介

1.1 ROMS模型概述

ROMS（Regional Ocean Modeling System）三維非線性原始方程［18-21］模式是由Rutgers University和UCLA（University of California，Los Angeles）兩校在SCRUM（S-coordinate Rutgers University Model）［22］的基礎(chǔ)上共同研究開發(fā)的，水平方向采用曲線正交的Arakawa C網(wǎng)格配置，垂向則采用了隨底的S坐標(biāo)（Stretched Terrain-following Coordinates）［22-23］。ROMS為用戶提供了多種數(shù)值計(jì)算方案，具有梯度、輻射、Chapman［24］、Flather［25］等多種邊界條件選擇，它采用預(yù)處理機(jī)制，可以根據(jù)選擇格式的不同激活相應(yīng)的代碼模塊。為提高計(jì)算效率，ROMS計(jì)算時(shí)可以采用內(nèi)、外模態(tài)分離方案，并使用并行運(yùn)算替代串行運(yùn)算，從而提高編譯和運(yùn)行效率。此模式可以模擬多種尺度的運(yùn)動(dòng)，在海洋研究領(lǐng)域內(nèi)得到廣泛應(yīng)用。

1.2 模型控制方程

ROMS控制方程采用的是Boussinesq近似、海水不可壓縮和流體靜力學(xué)近似假設(shè)下的Naiver-Strokes方程。笛卡爾坐標(biāo)系下的控制方程組如下：動(dòng)量方程：

式中：t為時(shí)間（s）；→V=u→i+v→j，為水平速度（m/s）；u，v和w分別為笛卡爾坐標(biāo)系中x、y和z方向的流速，為散度算子；f為科氏參數(shù)（1/s）；υ為分子粘性系數(shù)；Φ=P/ρ0，為動(dòng)壓強(qiáng)；Fu和Fv為強(qiáng)迫/源匯項(xiàng)；Du和Dv為耗散項(xiàng)；其中采用參數(shù)化的雷諾應(yīng)力和湍流通量來閉合方程組：u′w′=為垂向渦流粘性系數(shù)，上劃線表示時(shí)間平均，右撇號(hào)表示對均值的擾動(dòng)。

式中：ρ為水體密度（kg/m3）；ρ0為水體參考密度（kg/ m3）；T為水體位溫（℃）；S為水體鹽度；P≈-ρ0gz，為水體總壓強(qiáng)（N/m2）；g為重力加速度（m/s2）。

對流擴(kuò)散方程：

式中：C為標(biāo)量場，如溫度、鹽度等；υθ為分子擴(kuò)散系為垂向渦流擴(kuò)散系數(shù)；FC為強(qiáng)迫/源匯項(xiàng)；DC為耗散項(xiàng)。

1.3 模型設(shè)置

1.3.1 模型區(qū)域和資料來源

研究區(qū)域選定為27.00°～37.00°N，119.15°～125.00°E之間的海域（圖1a）。模型的水平分辨率為（1/72）°×（1/72）°，垂向分為20層。模擬時(shí)間從2010年11月1日至2011年10月30日，為使模型達(dá)到穩(wěn)定狀態(tài)，前3個(gè)月模型數(shù)據(jù)均為2011年1月的數(shù)據(jù)。溫度、鹽度、海表面凈熱通量和海表面淡水通量資料均來自HYCOM數(shù)值模擬結(jié)果（HYCOM+ NCODA Global 1/12°Analysis），風(fēng)場數(shù)據(jù)來自NOAA Coast Watch發(fā)布的METOP-ASCAT實(shí)時(shí)資料。入海徑流主要包括長江徑流和錢塘江徑流，長江徑流數(shù)據(jù)來自大通站2011年觀測值，錢塘江徑流資料為多年月平均數(shù)據(jù)。模型加入了4個(gè)主要分潮（M2、K1、O1和S2），其中潮汐數(shù)據(jù)通過大范圍數(shù)值模擬結(jié)果（OTPS）插值得到。岸線數(shù)據(jù)取自GSH HS（A Global Self-consistent，Hierarchical，High-resolution Shoreline Database），地形數(shù)據(jù)采用ETOPO1全球地形插值結(jié)果。

1.3.2 邊界條件及參數(shù)設(shè)置

模型除采用梯度和輻射開邊界條件外，還采用了Chapman［24］和Flather［25］開邊界條件。在湍流閉合方案的選取上，模型采用GLS-MIXING中的k-kl閉合方案。在垂向坐標(biāo)的選擇上，模型采用了模擬環(huán)流較常應(yīng)用的Vtransfrom=1和Vstreching=1方案。表1和表2分別給出了模型運(yùn)行的相關(guān)參數(shù)設(shè)置和垂向坐標(biāo)設(shè)置。

1.3.3 數(shù)值實(shí)驗(yàn)方案

根據(jù)前人研究結(jié)果可知，影響浙江沿岸上升流的可變因子主要包括風(fēng)、臺(tái)灣暖流、潮動(dòng)力和長江徑流。為探究以上哪些是影響春季浙江沿岸上升流的因子，特設(shè)計(jì)了5個(gè)數(shù)值實(shí)驗(yàn)，其中除控制實(shí)驗(yàn)外還包括了4個(gè)敏感性實(shí)驗(yàn)，分別為無風(fēng)實(shí)驗(yàn)、無臺(tái)灣暖流實(shí)驗(yàn)、無潮實(shí)驗(yàn)和無長江徑流實(shí)驗(yàn)。基礎(chǔ)數(shù)值模擬為控制實(shí)驗(yàn)，其它實(shí)驗(yàn)方案分別將風(fēng)、臺(tái)灣暖流、潮和長江徑流從模型中單獨(dú)移除，同時(shí)維持其他動(dòng)力因子，將得到的敏感實(shí)驗(yàn)結(jié)果和控制實(shí)驗(yàn)結(jié)果對比，從而可得知該因子對上升流的影響程度。

另一方面，分別選取Za斷面附近（29.50°N）、舟山群島附近以及長江口附近底層20，30和50 m等深線上各3個(gè)點(diǎn)，通過分析每點(diǎn)流場的動(dòng)力狀況，進(jìn)一步了解究竟哪些力是形成上升流的主要?jiǎng)恿Α?/p>

2 上升流現(xiàn)象存在的觀測證據(jù)

2011年3月30日至5月27日，“973”項(xiàng)目“我國近海藻華災(zāi)害演變機(jī)制與生態(tài)安全”組織了為期2個(gè)月的出海調(diào)查（觀測站位分布如圖1b所示），獲得了Za斷面（29.50°N附近）溫度和鹽度的多次觀測數(shù)據(jù)，其垂向觀測分辨率為0.5 m。

根據(jù)以往研究發(fā)現(xiàn)，當(dāng)近岸海域有上升流現(xiàn)象出現(xiàn)時(shí)，底層的低溫、高鹽、富含營養(yǎng)物質(zhì)的水體涌升，替換表層水體（此結(jié)論主要針對冬季和夏季上升流），因此溫度、鹽度和溶解氧被認(rèn)為是衡量上升流存在與否的重要指標(biāo)［26］。有上升流現(xiàn)象出現(xiàn)的海域，其等溫度線和等鹽度線分布往往會(huì)呈現(xiàn)上凸趨勢［6，27-29］。從圖2可以看出，Za斷面等溫度線分布呈現(xiàn)上凸趨勢，由于春季研究海域底層水體溫度高于表層溫度，所以溫度剖面圖呈現(xiàn)暖水沿岸上涌現(xiàn)象。從3月末至5月中旬上述現(xiàn)象持續(xù)存在，說明此海域可能存在上升流。溫度和鹽度指標(biāo)是上升流存在的間接證據(jù)，由于受觀測難度限制無法獲取水體的垂直速度等能證明上升流存在的直接證據(jù)，因此，為弄清春季浙江沿岸上升流的狀況以及動(dòng)力機(jī)制，我們將借助數(shù)值模式ROMS對研究海域開展進(jìn)一步研究。

3 模型驗(yàn)證

圖3所示為2011年5月2日Za斷面溫度分布的觀測和數(shù)值模擬結(jié)果圖，經(jīng)對比可以發(fā)現(xiàn)，等溫線分布較為相似，均呈現(xiàn)近岸上凸現(xiàn)象，且在10 m至20 m層之間都存在中層冷水團(tuán)。雖然兩圖存在細(xì)微差別，但趨勢基本一致，這說明該數(shù)值模擬結(jié)果可信度較高，因此可以利用此模型的結(jié)果進(jìn)一步研究上升流等相關(guān)問題。

4 浙江沿岸春季上升流的數(shù)值模擬

4.1 控制實(shí)驗(yàn)

4.1.1 水平環(huán)流

為提高模式的分辨率，我們選擇了相對較小的研究區(qū)域，此海域主要包括了長江沖淡水、浙江沿岸流和臺(tái)灣暖流等流系。

冬季表層環(huán)流模擬結(jié)果顯示，長江沖淡水與錢塘江水匯集于杭州灣，后繞舟山群島，在偏北風(fēng)的作用下，沿岸由東北向西南運(yùn)動(dòng)，形成了東海沿岸流的北段——浙江沿岸流。此時(shí)，沿岸流的流向和臺(tái)灣暖流的流向恰好相反。4月至5月期間，研究區(qū)域內(nèi)冷、暖氣團(tuán)交替頻繁，風(fēng)向多變且不穩(wěn)定，從而導(dǎo)致表層流流向雜亂無章，相對冬季和夏季各流系規(guī)律并不明顯。夏季表層環(huán)流模擬結(jié)果顯示，長江沖淡水出口門后先向東偏南方向運(yùn)動(dòng)，隨后在122.50°E轉(zhuǎn)向東北方向，轉(zhuǎn)向后的長江沖淡水呈反氣旋，該結(jié)論與文獻(xiàn)［30-31］研究結(jié)果相符；由于受夏季偏南風(fēng)的控制，浙江沿岸流自西南向東北貼岸運(yùn)動(dòng)，流向與臺(tái)灣暖流方向相同；臺(tái)灣暖流北界由冬季的31°N南縮到30°N附近。由以上分析可知，模擬結(jié)果與傳統(tǒng)認(rèn)識(shí)基本一致。

4.1.2 垂直環(huán)流

圖4a～4c分別代表春季研究海域20 m層上升流平面分布圖、28.40°N和29.50°N斷面垂直速度分布圖。從圖4a中可以看出，浙江沿岸存在一條上升流帶，此上升流帶從長江口附近繞過舟山群島延伸至臺(tái)山列島，在漁山列島（28.40°N，122.00°～122.10° E）以及舟山群島附近（30.70°N，122.60°～123.00°E）有相對較強(qiáng)的上升流中心，上升流的分布與臺(tái)灣暖流的走向基本相似。由于春季北風(fēng)減弱，臺(tái)灣暖流較冬季有所增強(qiáng)，上升流流速比冬季明顯增加［15］。在28.40°N斷面圖中，上升流在122.06°E和122.15°E附近較強(qiáng)，一直延伸至60 m層。在29.50°N斷面圖中，上升流在122.50°E附近較強(qiáng)，20 m層上升流流速達(dá)到最大，一直延伸至50 m層，此現(xiàn)象證實(shí)了上文提出的Za斷面附近（29.50°N）存在上升流的猜測。

4.1.3 流場動(dòng)力成因分析

底層水體穿越等深線向上運(yùn)動(dòng)是形成上升流的必要條件，通過分析研究區(qū)域內(nèi)流場的動(dòng)力成因，可以進(jìn)一步了解究竟哪些因子更有利于底層水體向岸流動(dòng)，并穿過等深線向上運(yùn)動(dòng)，從而形成上升流。

分別選取Za斷面附近（29.50°N）、舟山群島附近以及長江口附近底層20，30和50 m等深線上各3點(diǎn)，如圖5所示，Za斷面附近20，30和50 m等深線上的3點(diǎn)分別為A1、A2與A3，舟山群島附近的3點(diǎn)分別為B1、B2與B3，以及長江口附近的C1、C2與C3。通過分析每點(diǎn)沿岸向（y向）動(dòng)量方程（式7）可以進(jìn)一步解釋式中各項(xiàng)對向岸流流速的貢獻(xiàn)量。

本文所用的坐標(biāo)系為笛卡爾坐標(biāo)系，東西向記為x方向，南北向記為y方向。y向動(dòng)量方程可寫成：

式（7）左右兩邊同時(shí)除以f，可以求出底層所選取的3條等深線上水體向岸流的流速u的各個(gè)分量（正值代表離岸，負(fù)值代表向岸，單位：cm/s）：

式（8）等號(hào)右側(cè)的每一項(xiàng)依次定義為u1、u2、u3、u4、u5和u6，分別代表加速度項(xiàng)、壓強(qiáng)梯度項(xiàng)、水平平流項(xiàng)、垂直平流項(xiàng)、水平粘性項(xiàng)和垂直粘性項(xiàng)所形成的向岸流（離岸流）流速的大小；u代表向岸流的流速，同時(shí)也反映了科氏力對向岸流的貢獻(xiàn)量，將以上各速度分量制成表格（表3）。

通過表3可以看出，舟山群島附近B1點(diǎn)和B2點(diǎn)上科氏項(xiàng)、壓強(qiáng)梯度項(xiàng)、水平平流項(xiàng)和垂直粘性項(xiàng)所產(chǎn)生的流速相對其它項(xiàng)要大，其中只有壓強(qiáng)梯度項(xiàng)有利于離岸流的形成，其他3項(xiàng)均有利于向岸流的形成；B3點(diǎn)上水平平流項(xiàng)和垂直粘性項(xiàng)所產(chǎn)生的流速急劇變小，此時(shí)向岸流主要由科氏項(xiàng)和壓強(qiáng)梯度項(xiàng)產(chǎn)生。29.50°N附近A1和A2點(diǎn)上科氏力、壓強(qiáng)梯度力和垂直粘性力3者在動(dòng)量方程中所占比重相對較大，其中科氏力和垂直粘性力是產(chǎn)生向岸流的主要?jiǎng)恿?；A3點(diǎn)上向岸流流速幾乎為零，此點(diǎn)處壓強(qiáng)梯度力和垂直粘性力兩者相互平衡，其中垂直粘性力有利于形成向岸流，而壓強(qiáng)梯度力有利于形成離岸流。長江口附近主要是科氏力和壓強(qiáng)梯度力兩者維系動(dòng)量平衡，且均有利于向岸流的形成。

通過分析可以發(fā)現(xiàn)，舟山群島附近底層各等深線上的向岸流流速較其他2個(gè)區(qū)域的流速大，此現(xiàn)象說明舟山群島附近水體穿過等深線沿地形爬升的趨勢更強(qiáng)，上升流的強(qiáng)度相對較大。在20 m等深線至30 m等深線之間科氏力、水平平流作用和垂直粘性力三者有利于舟山群島附近的上升流形成，50 m等深線上的垂直粘性力對上升流的形成貢獻(xiàn)相對較小，壓強(qiáng)梯度力的貢獻(xiàn)較大。

4.2 無風(fēng)實(shí)驗(yàn)

4.2.1 垂直環(huán)流

2011年4月研究區(qū)域盛行偏北風(fēng)，根據(jù)傳統(tǒng)的Ekman理論可知，偏北風(fēng)有利于沿岸海域下降流的形成，若將風(fēng)場移除，上升流會(huì)增強(qiáng)，但本數(shù)值實(shí)驗(yàn)結(jié)果和上述觀點(diǎn)恰好相反。從圖6a可以看出，當(dāng)風(fēng)速為0 m/s時(shí)，上升流的范圍變小，強(qiáng)度減弱。原存在于三門灣至舟山群島附近的上升流帶幾乎消失，溫嶺至臺(tái)山列島沿岸海域的上升流帶雖然存在，但強(qiáng)度和范圍均變小。2個(gè)上升流中心的強(qiáng)度也有所降低，其中28.40°N，122.00°E處的中心強(qiáng)度減小的程度相對較大，28.40°N垂直分量斷面圖也可說明此現(xiàn)象，該斷面上60 m層以淺的地方上升流幾乎消失。與控制實(shí)驗(yàn)相比，29.50°N附近30 m層以淺的地方上升流分布變化不大，但30 m層至50 m層之間的上升流的強(qiáng)度顯著變小。

4.2.2 流場動(dòng)力成因分析

對比表3和表4可知，舟山群島附近B1、B2和B3點(diǎn)上的向岸流流速均減小至原來的一半。B1點(diǎn)的受力情況發(fā)生改變，在動(dòng)量方程中，壓強(qiáng)梯度力變小，垂直平流的作用增加，垂直粘性項(xiàng)和科氏項(xiàng)所產(chǎn)生的向岸流流速明顯減弱，水平平流項(xiàng)所產(chǎn)生的向岸流流速增大；B2點(diǎn)上的水平平流項(xiàng)和科氏項(xiàng)對形成向岸流的貢獻(xiàn)降低；B3點(diǎn)的受力情況和控制實(shí)驗(yàn)相比，最突出的特征是壓強(qiáng)梯度力所產(chǎn)生的向岸流流速顯著減小。長江口附近C1和C2點(diǎn)上的向岸流流速隨著風(fēng)場的消失而減??；C1點(diǎn)上的垂直粘性力增大，壓強(qiáng)梯度力所形成的向岸流流速變大；C2點(diǎn)上由科氏項(xiàng)、壓強(qiáng)梯度項(xiàng)和垂直粘性項(xiàng)所產(chǎn)生的向岸流的流速均有減弱的趨勢，垂直平流項(xiàng)和水平粘性項(xiàng)所形成的向岸流流速略有增加；C3點(diǎn)上動(dòng)量方程中的各項(xiàng)對向岸流流速的貢獻(xiàn)均未發(fā)生較大改變。A1和A2兩點(diǎn)處的向岸流流速稍有增大，A3點(diǎn)處由控制實(shí)驗(yàn)的向岸流變?yōu)殡x岸流。垂直粘性力所產(chǎn)生的向岸流流速在A1點(diǎn)處增強(qiáng)，在另外兩點(diǎn)處減弱。總體而言，29.50° N附近的流場狀況相較其它兩處變化較小。

以上分析說明，去除風(fēng)場后，舟山群島以及長江口附近底層各等深線上（除C3點(diǎn)外）向岸流流速減小至控制實(shí)驗(yàn)的一半，上升流的強(qiáng)度也相應(yīng)減弱，上升流平面分布圖（圖6a）也說明了此現(xiàn)象。舟山群島附近底層20 m等深線上，科氏項(xiàng)和垂直粘性項(xiàng)對上升流形成的作用減小，而水平平流項(xiàng)的作用增加；底層30 m等深線上，科氏項(xiàng)和水平平流項(xiàng)對上升流形成的貢獻(xiàn)降低；而在50 m等深線上，最突出的特征是壓強(qiáng)梯度力對上升流形成的作用明顯減小。

4.3 無臺(tái)灣暖流實(shí)驗(yàn)

4.3.1 垂直環(huán)流

臺(tái)灣暖流是東海海域主要環(huán)流系統(tǒng)之一，很多研究表明，臺(tái)灣暖流對夏季和冬季浙江沿岸上升流均有影響［8-9，32］，由于臺(tái)灣暖流常年穩(wěn)定存在，因此，它可能對春季浙江沿岸上升流的形成也有一定的影響。

從20 m層上升流平面分布圖（圖7a）上可以看出，浙江沿岸上升流帶的范圍以及強(qiáng)度比控制實(shí)驗(yàn)要小很多，在28.20°N以及舟山群島附近，上升流帶均出現(xiàn)斷裂，2個(gè)上升流中心的強(qiáng)度也有所減弱，位于28.40°N，122.00°E附近的強(qiáng)上升流中心幾乎消失。在28.40°N斷面上，60 m以淺的地方垂直速度明顯變小，上升流強(qiáng)度顯著降低。在29.50°N斷面上，上升流除在30 m至50 m層之間有微小變化外，垂直速度的分布和控制實(shí)驗(yàn)基本相似。以上分析表明，臺(tái)灣暖流對浙江沿岸大部分上升流區(qū)都存在一定影響。

4.3.2 流場動(dòng)力成因分析

舟山群島附近B1和B2兩點(diǎn)上，向岸流流速分別由5.28 cm/s降至5.10 cm/s以及由6.09 cm/s降至5.08 cm/s；B2點(diǎn)上的科氏項(xiàng)、水平平流項(xiàng)和垂直粘性項(xiàng)所產(chǎn)生的向岸流速度均減小了1 cm/s左右；而在B3點(diǎn)上，上述3項(xiàng)所產(chǎn)生的向岸流流速均增加。長江口附近C2點(diǎn)處，由科氏項(xiàng)所產(chǎn)生的向岸流流速變??；另外兩點(diǎn)處除個(gè)別因子對向岸流的形成存在微小變化外，總的向岸流流速幾乎未發(fā)生改變。29.50°N斷面附近底層上述3條等深線上各點(diǎn)的向岸流流速變化很小，可忽略不計(jì)。

通過上述分析可知，不考慮臺(tái)灣暖流，舟山群島附近底層20 m以及30 m等深線上向岸流流速略有減小，上升流的強(qiáng)度減弱。在底層20 m等深線上，水平平流項(xiàng)對上升流形成的貢獻(xiàn)增加，垂直粘性項(xiàng)和科氏項(xiàng)的作用減小；在底層30 m等深線上，上述3個(gè)力對上升流形成的貢獻(xiàn)均變??；在底層50 m等深線上，除壓強(qiáng)梯度力對上升流形成的作用降低外，其余3項(xiàng)的作用全部增加。上升流平面分布圖（圖7a）同樣顯示，舟山群島附近上升流的中心強(qiáng)度比控制實(shí)驗(yàn)弱，上升流的范圍小，但另兩處海域的上升流強(qiáng)度變化相對較小。

4.4 無潮實(shí)驗(yàn)

4.4.1 垂直環(huán)流

潮被認(rèn)為是驅(qū)動(dòng)浙江沿岸上升流的動(dòng)力因子之一［32-33］，從上升流平面分布圖（圖8a）可以看出，28.60°N緯度線以北至舟山群島附近上升流的范圍變小，強(qiáng)度減弱；28.60°N緯度線以南海域上升流帶稍有變寬；位于28.40°N，122.00°E附近的上升流中心強(qiáng)度有所增強(qiáng)。在28.40°N斷面中，30 m層以深的區(qū)域垂直速度比控制實(shí)驗(yàn)要大很多，上升流強(qiáng)度增加。在29.50°N斷面中，30 m以淺的地方垂直速度明顯降低，與控制實(shí)驗(yàn)相比上升流強(qiáng)度減弱，而30 m以深的地方上升流變化較小。

4.4.2 流場動(dòng)力成因分析

和控制實(shí)驗(yàn)相比，A1、A2、A3、B1、B2、C2和C3各點(diǎn)處向岸流的速度明顯減弱；B3和C12點(diǎn)處的向岸流速度略有增加。舟山群島附近底層20 m等深線上，科氏項(xiàng)、垂直平流項(xiàng)和垂直粘性項(xiàng)對向岸流的形成較有利；底層30 m等深線上，科氏項(xiàng)、水平平流項(xiàng)和垂直粘性項(xiàng)3者對向岸流的貢獻(xiàn)較為明顯，但和控制實(shí)驗(yàn)相比，上述3項(xiàng)對上升流的貢獻(xiàn)量均有一定程度的降低；而在50 m等深線上，科氏項(xiàng)和壓強(qiáng)梯度項(xiàng)的作用明顯增加。在29.50°N附近20 m等深線上，科氏項(xiàng)和垂直粘性項(xiàng)對向岸流形成的貢獻(xiàn)較大，30 m和50 m等深線上，垂直粘性項(xiàng)對向岸流形成的貢獻(xiàn)相對較大。而在長江口附近，形成向岸流的因子主要是科氏項(xiàng)和壓強(qiáng)梯度項(xiàng)。

由以上分析可知，舟山群島附近的水體穿過底層20 m和30 m等深線、長江口附近水體穿過底層30 m和50 m等深線以及29.50°N附近的水體穿過3條等深線向上涌升的勢頭減弱，上升流的強(qiáng)度減小。舟山群島附近底層20 m等深線上，科氏項(xiàng)和水平平流項(xiàng)對上升流形成的作用變小，垂直平流項(xiàng)和垂直粘性項(xiàng)對上升流形成的作用增加；30 m等深線上，科氏力、水平平流和垂直粘性力對上升流形成的作用均減弱；50 m等深線上，科氏力和壓強(qiáng)梯度力對上升流形成的貢獻(xiàn)增加，而垂直粘性力的貢獻(xiàn)降低。長江口附近水體在底層20 m等深線上的向岸流流速增加了0.64 cm/s，而在底層30 m以及50 m等深線上的向岸流流速分別減小了0.67 cm/s和0.82 cm/s，總體而言，此處上升流強(qiáng)度變化不大。

4.5 無長江徑流實(shí)驗(yàn)

4.5.1 垂直環(huán)流

從20 m層上升流平面分布圖（圖9a）可以看出，上升流帶的范圍與強(qiáng)度存在一定變化。與控制實(shí)驗(yàn)對比發(fā)現(xiàn)，29.50°N以北至舟山群島附近水域之間的上升流帶、舟山附近以及長江口附近的上升流強(qiáng)度有所減弱，但減弱程度較小。28.40°N垂直分量斷面分布圖（圖9b）顯示，除原存在于20 m深度處的上升流中心下降至25 m左右外，其他深度處的垂直分量分布基本未變。在29.50°N斷面圖中，30 m以淺的地方，上升流強(qiáng)度有所減小，而在30 m至50 m層之間的上升流強(qiáng)度略有增強(qiáng)。

通過另一個(gè)長江徑流加倍敏感性實(shí)驗(yàn)（即將實(shí)驗(yàn)中的長江徑流量增加至控制實(shí)驗(yàn)的2倍，在本文中未作描述）發(fā)現(xiàn)，長江徑流加倍后，20 m層上升流平面分布圖中2個(gè)上升流中心以及長江口附近的上升流強(qiáng)度有所增強(qiáng)。

4.5.2 流場動(dòng)力成因分析

前人研究結(jié)果顯示，低鹽近岸水和遠(yuǎn)岸高鹽海水之間所形成的鹽度鋒是冬季浙江沿岸上升流形成的誘因之一［14］。關(guān)于長江徑流如何影響春季浙江沿岸上升流的研究較少。春季的偏北季風(fēng)較冬季顯著減小，長江沖淡水向北運(yùn)動(dòng)的勢頭明顯減弱，鹽度鋒也沒有冬季明顯；另一方面，2011年4月月平均徑流量遠(yuǎn)小于多年月平均徑流量，長江徑流對上升流的影響可能較其他年份偏弱。

不考慮長江徑流，舟山群島附近底層各等深線上的向岸流流速大小和控制實(shí)驗(yàn)相比變化不大，只有在B1點(diǎn)上，除個(gè)別因子如水平平流項(xiàng)和垂直粘性項(xiàng)對向岸流流速的貢獻(xiàn)增加外，總的向岸流流速?zèng)]有明顯改變。29.50°N附近，30 m深度以淺，向岸流流速減小，上升流相應(yīng)減弱，科氏力以及垂直粘性力是形成上升流的主要?jiǎng)恿?，且均比控制?shí)驗(yàn)的貢獻(xiàn)變?。ê推矫鎴D分布結(jié)果一致）。長江口附近上升流，30 m深度處向岸流流速基本不變，其余兩處流速變小。

5 結(jié)論

本文利用三維斜壓非線性模式ROMS，綜合考慮風(fēng)、臺(tái)灣暖流、潮和長江徑流等可變因子，對春季浙江沿岸上升流現(xiàn)象進(jìn)行研究。研究結(jié)果表明：

（1）浙江沿岸春季存在上升流，上升流呈帶狀分布在離岸較近的15～50 m等深線附近，研究區(qū)域內(nèi)存在2個(gè)相對較強(qiáng)的上升流中心，分別位于漁山列島（28.40°N，122.00°E）以及舟山群島附近（30.70°N，122.60°～123.00°E），上升流強(qiáng)度的量級約為10-3cm/s。

（2）通過敏感性實(shí)驗(yàn)，對春季浙江沿岸上升流的形成機(jī)制進(jìn)行探討，結(jié)果表明：風(fēng)、臺(tái)灣暖流以及潮動(dòng)力均對浙江沿岸上升流的形成有重要影響；由于受春季偏北季風(fēng)減弱以及2011年春季長江月平均徑流量偏小的影響，長江徑流對浙江沿岸上升流的影響稍弱。

（3）當(dāng)下層水體由海向岸運(yùn)動(dòng)遇到地形阻礙時(shí)，水體將會(huì)穿越等深線向上運(yùn)動(dòng)，從而形成沿岸上升流。通過分析流場的動(dòng)力成因發(fā)現(xiàn)，舟山群島附近上升流的強(qiáng)度相對較強(qiáng)，30 m深度以淺，科氏力、水平平流和垂直粘性力三者有利于舟山群島附近的上升流形成；30 m深度以深，科氏力和壓強(qiáng)梯度力為主要?jiǎng)恿?。Za斷面附近，30 m深度以淺，科氏力和垂直粘性力是形成上升流的主要?jiǎng)恿Γ?0 m深度以深，唯有垂直粘性力對上升流形成的貢獻(xiàn)較大。長江口附近，科氏力以及壓強(qiáng)梯度力是形成上升流的主要?jiǎng)恿Α?/p>

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Numerical study on the upwelling of Zhejiang coast in spring

NI Ting-ting1，2，GUAN Wei-bing*1，2，3，CAO Zhen-yi1，2，CHEN Qi1，2
（1.State Key Laboratory of Satellite Ocean Environment Dynamics，Hangzhou 310012，China；2.The Second Institute of Oceanography，SOA，Hangzhou 310012，China；3.Department Ocean Science and Engineering，Zhejiang University，Hangzhou 310058，China）

This paper took the Zhejiang coast as the research domain and a 3D baroclinic nonlinear numerical model was used to simulate coastal upwelling on the basis of special topography along Zhejiang coast，with some variable dynamic factors，such as wind，Taiwan Warm Current，tides，and Changjiang runoff，taken into account.The results show that upwelling in banding shape occurs along Zhejiang coast in spring，with the strong upwelling centers occurring near Yushan Islands（28.40°N，122.00°E）and Zhoushan Islands（30.70°N，122.60°～123.00°E）.The wind，Taiwan Warm Current，and tides are main inducements of upwelling.The wind and Taiwan Warm Current influence entire upwelling band.Tides affect the two strong upwelling centers and the upwelling between 28.60°N and Zhoushan Islands，which parallels the Zhejiang coast.Changjiang runoff affect the upwelling near Zhoushan Islands，Changjiang Estuary and the two centers of upwelling.The dynamic cause of currents demonstrates that onshore velocities at the bottom depth contours of 20 m，30 m，and 50 m near Zhoushan Islands are bigger than those surrounding areas.The phenomenon of upwelling is obvious.For the upwelling near Zhoushan，Coriolis force，horizontal advection，and vertical viscous force are main driving mechanisms of upwelling within 20～30 m.Coriolis force and pressure gradient force are main forcing factors below 30 m，while horizontal advection and vertical viscous force are weak.

Zhejiang coast；upwelling；Regional Ocean Modeling System（ROMS）；dynamic cause

P731.2

A

1001-909X（2014）02-0001-13

10.3969/j.issn.1001-909X.2014.02.001

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10.3969/j.issn.1001-909X. 2014.02.001.

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2014-04-01…………

2014-05-07

國家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展規(guī)劃項(xiàng)目資助（2010CB428704）；國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目資助（41276083）；國家海洋公益性行業(yè)科研專項(xiàng)經(jīng)費(fèi)項(xiàng)目資助（2013418009）；中國科學(xué)院海洋先導(dǎo)專項(xiàng)項(xiàng)目資助（XDA1102030404）

倪婷婷（1988-），女，吉林松原市人，主要從事海洋環(huán)境數(shù)值模擬方面的研究。E-mail：niting881018@163.com

*通訊作者：管衛(wèi)兵，研究員，E-mail：gwb@sio.org.cn