基于高精度海洋動(dòng)力模型的珠江口羽狀流季節(jié)和年際變化規(guī)律研究

徐闖, 許永基, 胡嘉鏜, 2, 李適宇, 2, 劉晉濤

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基于高精度海洋動(dòng)力模型的珠江口羽狀流季節(jié)和年際變化規(guī)律研究

徐闖1, 許永基1, 胡嘉鏜1, 2, 李適宇1, 2, 劉晉濤1

1. 中山大學(xué)環(huán)境科學(xué)與工程學(xué)院, 廣東 廣州 510275; 2. 廣東省環(huán)境污染控制與修復(fù)技術(shù)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 廣東 廣州 510275

基于高精度海洋動(dòng)力模型FVCOM (finite-volume community ocean model), 模擬分析了1999—2010年珠江口羽狀流的季節(jié)和年際變化規(guī)律, 并結(jié)合經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)(empirical orthogonal function, EOF)分析探討了影響珠江口羽狀流擴(kuò)展變化的主要?jiǎng)恿σ蜃?。采用模擬時(shí)段內(nèi)的現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)數(shù)據(jù)對(duì)多年模擬結(jié)果進(jìn)行驗(yàn)證, 結(jié)果表明模型具有較高的精度, 能夠較好地模擬珠江口羽狀流的擴(kuò)展變化規(guī)律。模擬結(jié)果顯示, 珠江口羽狀流存在顯著的季節(jié)變化。夏季, 受大徑流和西南風(fēng)的影響, 羽狀流的擴(kuò)展呈現(xiàn)雙向特征, 即粵西沿岸擴(kuò)展和粵東離岸擴(kuò)展同時(shí)存在, 擴(kuò)展范圍最大; 冬季, 徑流衰減為最小值, 風(fēng)場(chǎng)轉(zhuǎn)變?yōu)閺?qiáng)烈的東北風(fēng), 羽狀流被緊緊擠壓在西岸, 形成狹窄的條帶狀, 擴(kuò)展范圍最小; 春、秋兩季屬于過渡季節(jié), 羽狀流擴(kuò)展情況類似, 均表現(xiàn)為沿岸向粵西擴(kuò)展。年際變化層面, 夏季羽狀流的年際變化最為顯著, 呈現(xiàn)粵東擴(kuò)展占優(yōu)型、近似對(duì)稱型和粵西擴(kuò)展占優(yōu)型三種形態(tài); 春季羽狀流的年際變化次之, 羽狀流的差異主要體現(xiàn)在珠江口和粵西海域; 秋、冬兩季羽狀流的年際變化較小, 尤以冬季最小。EOF分析的第一模態(tài)可以解釋整體變化的91.2%, 反映了徑流量對(duì)珠江口羽狀流的影響; 第二模態(tài)可以解釋整體變化的4.1%, 反映了盛行風(fēng)對(duì)珠江口羽狀流的影響。

羽狀流; 季節(jié)變化; 年際變化; EOF分析; 數(shù)值模式; 珠江口

河流羽狀流通常攜帶大量的營(yíng)養(yǎng)鹽、泥沙和污染物, 會(huì)對(duì)河口和近岸海域的動(dòng)力過程和生物化學(xué)過程產(chǎn)生顯著的影響(Kim et al, 2009; 楊陽等, 2010)。羽狀流的擴(kuò)展變化受到徑流(Lai et al, 2015)、風(fēng)(Pan et al, 2014)、潮汐(Lai et al, 2016)、沿岸流(Ding et al, 2017)和上升流(Gan et al, 2009)等多種動(dòng)力因子的影響, 其擴(kuò)展形態(tài)和擴(kuò)展范圍在不同的時(shí)間尺度存在不同的變化特征(Bai et al 2014; Falcieri et al, 2014)。例如, Jiang等(2016)針對(duì)切薩皮克灣羽狀流的季節(jié)和年際變化進(jìn)行分析, 發(fā)現(xiàn)切薩皮克灣羽狀流的季節(jié)變化較為顯著, 但年際差異較小。從季節(jié)性尺度而言, 切薩皮克灣羽狀流的擴(kuò)展面積主要由一個(gè)月遲滯的徑流調(diào)控, 深度則主要由風(fēng)速調(diào)控; 從年際性尺度而言, 羽狀流的擴(kuò)展面積和深度均由徑流調(diào)控。Zeng等(2017)針對(duì)長(zhǎng)江口羽狀流的季節(jié)變化進(jìn)行分析, 將長(zhǎng)江口羽狀流劃分為三種形態(tài), 并指出各個(gè)形態(tài)及其對(duì)應(yīng)的溫度、流場(chǎng)和葉綠素a濃度均展現(xiàn)出顯著的季節(jié)變化?？梢钥闯? 從不同的時(shí)間尺度研究羽狀流的擴(kuò)展變化, 不僅可以明確羽狀流的普遍擴(kuò)展規(guī)律, 找到影響其擴(kuò)展的主要?jiǎng)恿σ蜃? 還可以為河口缺氧形成機(jī)理、浮游植物分布等科學(xué)問題的研究奠定基礎(chǔ)。

珠江口位于珠江三角洲地區(qū), 西江、北江、東江及珠江三角洲諸河每年約3.36×1011m3徑流經(jīng)八大口門輸出到南海北部海域(圖1a)。豐富的珠江徑流和外海高鹽水混合, 加之各動(dòng)力因子的驅(qū)動(dòng)作用, 在珠江口及其鄰近陸架區(qū)形成了明顯的羽狀流現(xiàn)象。龐海龍(2006)通過分析1978—1988年南海北部斷面調(diào)查數(shù)據(jù), 闡述了珠江口羽狀流在春夏秋冬四季的變化, 并指出季風(fēng)是春秋冬三季珠江口羽狀流擴(kuò)展的主要影響因子, 而夏季珠江口羽狀流的擴(kuò)展則由徑流、風(fēng)和近岸海面高度共同調(diào)控。Ou等(2009) 對(duì)1978—1984年夏季南海北部斷面調(diào)查數(shù)據(jù)進(jìn)行了進(jìn)一步剖析, 將夏季珠江口羽狀流劃分為四大類: 向海凸起擴(kuò)展型、粵西沿岸擴(kuò)展型、粵東離岸擴(kuò)展型和似對(duì)稱沿岸擴(kuò)展型, 并指出在徑流和風(fēng)場(chǎng)的影響下, 羽狀流的擴(kuò)展形態(tài)會(huì)展現(xiàn)出顯著的季節(jié)變化。Chen等(2017) 通過對(duì)2003—2016年夏季日均海洋濁度遙感數(shù)據(jù)進(jìn)行分析, 探討了夏季羽狀流的季節(jié)內(nèi)和年際變化, 指出6—8月羽狀流的粵東擴(kuò)展距離存在衰減現(xiàn)象。上述研究均表明珠江口羽狀流存在顯著的時(shí)空變化, 且徑流和風(fēng)場(chǎng)在這一變化中具有重要作用。然而, 觀測(cè)數(shù)據(jù)受限于人力物力、天氣狀況等客觀因素, 具有明顯的時(shí)空覆蓋范圍局限性, 難以把握羽狀流在時(shí)間和空間上的動(dòng)態(tài)發(fā)展及長(zhǎng)期變化情勢(shì); 而衛(wèi)星遙感數(shù)據(jù)雖具有較好的時(shí)空覆蓋率, 但僅限于海表面的觀測(cè), 且時(shí)常由于云層遮擋等原因存在數(shù)據(jù)無法獲取的情況, 也在一定程度上增加了羽狀流統(tǒng)計(jì)結(jié)果的不確定性。另外, 前人的研究主要集中于羽狀流的季節(jié)變化, 較少涉及年際變化以及相關(guān)的調(diào)控機(jī)制。針對(duì)上述研究的不足, 本文擬通過構(gòu)建基于真實(shí)場(chǎng)驅(qū)動(dòng)的高精度海洋動(dòng)力模型, 對(duì)珠江口水動(dòng)力過程進(jìn)行多年的數(shù)值模擬及驗(yàn)證, 在此基礎(chǔ)上利用模擬結(jié)果深入分析珠江口羽狀流的季節(jié)和年際變化規(guī)律, 并結(jié)合經(jīng)驗(yàn)正交函數(shù)(empirical orthogonal function, EOF)分析方法探討珠江口羽狀流季節(jié)和年際變化的主要影響因子。

圖1 模型的計(jì)算范圍和水深(a)以及鹽度驗(yàn)證站點(diǎn)(b)

1 模型建立與驗(yàn)證

1.1 模型配置

本文采用Finite-Volume Community Ocean Model (FVCOM)模型(Chen et al, 2003, 2006a, b)對(duì)珠江口的水動(dòng)力過程進(jìn)行模擬。模型的計(jì)算范圍是111°54′—116°48′E, 20°18′—23°6′N(圖1a), 共包含61987個(gè)節(jié)點(diǎn)和116143個(gè)網(wǎng)格。水平方向上網(wǎng)格的分辨率在口門附近約為40~300m, 在珠江口及其鄰近海域約為200~700m, 在外海開邊界附近約為8km。垂向上模型包括20個(gè)均等的sigma層。模型的計(jì)算水深采用中國沿海海圖(80m等深線以內(nèi))和美國國家海洋和大氣管理局(National Oceanic and Atmospheric Administration, NOAA)國家地球物理數(shù)據(jù)中心的Etopo1 (80m等深線以外)數(shù)據(jù)。模型的水平混合系數(shù)根據(jù)Smagorinsky(1963)公式計(jì)算得到, 垂向混合系數(shù)根據(jù)Mellor等(1982)的2.5階湍流閉合模型計(jì)算得到。

模型由上邊界河流輸入的徑流、外海開邊界的潮汐和沿岸流以及海表面的風(fēng)場(chǎng)等氣象數(shù)據(jù)驅(qū)動(dòng)。上邊界的逐日徑流量由一維河網(wǎng)和三維河口耦合模型(胡嘉鏜等, 2008)提供, 更充分地考慮了上游河網(wǎng)與河口的交互過程。其中, 一維河網(wǎng)模型上游設(shè)置了3個(gè)流量邊界(分別為西江高要站、北江石角站、東江博羅站)以及2個(gè)水位邊界(分別為潭江石咀站、流溪河老鴉崗站), 其中流量采用廣東省水文局發(fā)布的逐日觀測(cè)數(shù)據(jù), 水位采用逐時(shí)觀測(cè)數(shù)據(jù)。河流的溫度和鹽度采用月均觀測(cè)數(shù)據(jù)。潮汐水位考慮了8個(gè)主要分潮(M2、S2、N2、K2、K1、P1、O1和Q1), 由潮汐預(yù)報(bào)模型生成的實(shí)際潮位給定(Pawlowicz et al, 2002)。在此基礎(chǔ)上, 模型進(jìn)一步在外海開邊界疊加非潮汐余水位來考慮外海沿岸流的作用, 該余水位數(shù)據(jù)以及外海開邊界的溫度和鹽度均由月均SODA數(shù)據(jù)(https://climatedataguide.ucar.edu/climate-data/ soda-simple-ocean-data-assimilation)提供。海面氣象數(shù)據(jù)由歐洲中期天氣預(yù)報(bào)中心的ERA-Interim (http://apps.ecmwf.int/datasets/)提供, 包括風(fēng)速、表層大氣壓力、表層大氣溫度、表層大氣相對(duì)濕度、長(zhǎng)波輻射通量、短波輻射通量、蒸發(fā)、沉降和云覆。其中, 風(fēng)速每6h給定一次, 其他氣象數(shù)據(jù)每3h給定一次。模型的內(nèi)模時(shí)間步長(zhǎng)取10s, 外模時(shí)間步長(zhǎng)取2s。模型的模擬時(shí)段為1998年1月1日至2010年12月31日, 其中1998年1月1日至12月31日為模型預(yù)熱階段, 1999年1月1日至2010年12月31日的模擬結(jié)果用于分析珠江口羽狀流的季節(jié)和年際變化規(guī)律。

1.2 模型驗(yàn)證

采用現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)的水位、溫度和鹽度對(duì)珠江口FVCOM模型進(jìn)行了驗(yàn)證, 受篇幅所限, 在此僅展示鹽度驗(yàn)證結(jié)果。鹽度驗(yàn)證數(shù)據(jù)包括2006年7—8月國家“908”項(xiàng)目和廣東省“908”項(xiàng)目的觀測(cè)數(shù)據(jù), 以及1999—2010年香港環(huán)保署的觀測(cè)數(shù)據(jù), 站點(diǎn)位置如圖1b所示。采用均方根誤差(RMSE)、平均偏差(Bias)和相關(guān)性系數(shù)()三個(gè)指標(biāo)定量評(píng)價(jià)模型的模擬精度, 其中Bias是指模擬平均值減去觀測(cè)平均值。

圖2a—d展示了2006年7—8月珠江口表、底層鹽度的模擬值和觀測(cè)值。由圖可見, 模型模擬的鹽度空間分布特征與觀測(cè)結(jié)果吻合良好。模擬與觀測(cè)結(jié)果均表明在調(diào)查時(shí)段內(nèi), 表層低鹽水占據(jù)了珠江口內(nèi)部和粵西海域, 而粵東近岸海域及大鵬灣等海灣內(nèi)部則被高鹽水填充; 底層低鹽水被限制在粵西近岸海域和伶仃洋內(nèi)部, 而珠江口以外及粵東海域則被高鹽水占據(jù)。表、底層模擬值和觀測(cè)值的相關(guān)性系數(shù)分別為0.96和0.97, 平均偏差分別為0.25和–0.62, 說明模型能夠較好地把握羽狀流的擴(kuò)展形態(tài)和擴(kuò)展范圍。圖2e—p展示了香港環(huán)保署1999—2010年逐年的觀測(cè)鹽度和模擬鹽度的比對(duì)結(jié)果?？梢钥闯? 模擬鹽度和觀測(cè)鹽度之間的均方根誤差在1.31~2.07之間變動(dòng), 平均偏差均小于0.80, 多數(shù)年份在0.50以內(nèi), 相關(guān)性系數(shù)均在0.86以上。上述結(jié)果表明, 本文所構(gòu)建的FVCOM模型具有較高的計(jì)算精度, 能夠較好地反映出珠江口羽狀流的變化情況。

圖2 鹽度驗(yàn)證結(jié)果a—d為2006年7、8月珠江口表、底層鹽度模擬值和觀測(cè)值比對(duì)結(jié)果, e—p為1999—2010年香港環(huán)保署逐年觀測(cè)鹽度和模擬鹽度比對(duì)結(jié)果

2 珠江口羽狀流的季節(jié)變化規(guī)律

受亞熱帶季風(fēng)氣候影響, 珠江口的徑流量和風(fēng)場(chǎng)存在顯著的季節(jié)變化(圖3)。從1999–2010年多年平均來看, 1—12月的徑流量呈現(xiàn)出先遞增后遞減的趨勢(shì), 其中6月徑流量最大, 為22410m3·s–1; 1月徑流量最小, 為3592m3·s–1。四個(gè)季節(jié)中, 夏季(6—8月)徑流量最大, 占全年徑流量的48%; 冬季(12月—次年2月)徑流量最小, 僅占全年徑流量的11%。就口門分流比而言, 夏季東四口門分流比最大, 春秋冬三季東四口門分流比小于夏季。在風(fēng)場(chǎng)方面, 夏季的盛行風(fēng)主要為西南風(fēng)和南風(fēng), 伴隨一定的東南風(fēng); 冬季的盛行風(fēng)為東北風(fēng), 冬季風(fēng)速大于夏季; 春季(3—5月)為冬季風(fēng)和夏季風(fēng)的過渡時(shí)期, 以東南風(fēng)和東北風(fēng)為主; 秋季(9—11月)為夏季風(fēng)和冬季風(fēng)的過渡時(shí)期, 盛行風(fēng)實(shí)際上已經(jīng)轉(zhuǎn)變?yōu)闁|北風(fēng)。

圖3 1999—2010年多年平均的各個(gè)月份的徑流量及口門分流比(a)、矢量風(fēng)場(chǎng)(b)、標(biāo)量風(fēng)速(c)和30‰等鹽度線圍成的羽狀流擴(kuò)展面積(d)

圖4給出了1999—2010年多年平均的各個(gè)月份和各個(gè)季節(jié)珠江口及其鄰近海域表層鹽度和流場(chǎng)的分布情況。春季, 受東北風(fēng)和東南風(fēng)的影響, 珠江口羽狀流主要表現(xiàn)為沿岸向粵西擴(kuò)展, 形成明顯的西向流, 流速約0.3m·s–1, 在粵西近岸海域形成范圍較大的低鹽區(qū)(圖4d)。表層鹽度特征為東高西低, 30‰等鹽度線在粵西海域可向外擴(kuò)展至30m等深線附近, 等鹽度線之間的鹽度梯度較小, 羽狀流的擴(kuò)展面積也較小(5044km2)。3月, 羽狀流受到東北風(fēng)的擠壓作用, 表現(xiàn)出明顯的向岸收縮, 26‰等鹽度線收縮至深圳灣附近, 30‰等鹽度線貼合珠江口, 等鹽度線之間的鹽度梯度最小(圖4a)。4月, 風(fēng)場(chǎng)轉(zhuǎn)變?yōu)檩^為緩和的東南風(fēng), 徑流量相比于3月增加了2855m3·s–1, 羽狀流受到的擠壓作用減弱, 等鹽度線向外延伸, 羽狀流擴(kuò)展范圍變大(圖4b)。5月, 由于徑流量的持續(xù)增加, 羽狀流向外擴(kuò)展的范圍進(jìn)一步變大, 且等鹽度線之間的鹽度梯度變大(圖4c)。雖然3—5月羽狀流均表現(xiàn)為粵西沿岸擴(kuò)展, 但3月份30‰等鹽度線在粵西海域僅可向外推移至20米等深線附近, 羽狀流的擴(kuò)展面積也最小(2831km2); 4月, 30‰等鹽度線可推移至30m等深線附近, 羽狀流的擴(kuò)展面積增加(4574km2); 5月, 30‰等鹽度線最遠(yuǎn)可到達(dá)35m等深線附近, 羽狀流的擴(kuò)展面積最大(8385km2)。

圖4 1999—2010年多年平均的各個(gè)月份和各個(gè)季節(jié)珠江口表層鹽度和流場(chǎng)分布情況圖中三條白色等值線從內(nèi)到外分別為26‰、28‰和30‰等鹽度線

夏季, 自西四口門輸入的徑流在科氏力的作用下向粵西偏轉(zhuǎn)流動(dòng), 而東四口門輸入的徑流受西南風(fēng)驅(qū)動(dòng)的沿岸流的影響, 越過伶仃洋后則轉(zhuǎn)向東北, 由此形成兩個(gè)低鹽主軸(圖4h)。夏季徑流量最大, 低鹽水幾乎占滿了整個(gè)伶仃洋水域; 同時(shí)夏季東四口門分流比最大, 在風(fēng)場(chǎng)作用下, 東四口門的徑流可以充分向粵東流動(dòng), 其中28‰等鹽度線可向東擴(kuò)展至大鵬灣附近, 30‰等鹽度線則可推移至紅海灣中部。整體而言, 羽狀流呈現(xiàn)出雙向擴(kuò)展結(jié)構(gòu), 粵東海域的流速較大, 尤其是大鵬灣和大亞灣鄰近海域, 最高可達(dá)0.4~0.5m·s–1; 粵西海域的流速較小, 約為0.1m·s–1。6月和7月羽狀流的擴(kuò)展情況與夏季平均羽狀流擴(kuò)展情況類似, 均表現(xiàn)為雙向擴(kuò)展, 即粵西沿岸擴(kuò)展和粵東離岸擴(kuò)展同時(shí)存在(圖4e、f)。這兩個(gè)月的區(qū)別在于6月羽狀流的粵東擴(kuò)展距離(92km)大于7月(77km)。如圖3a所示, 盡管6月東四口門分流比(59%)小于7月(60%), 但6月自東四口門輸入的徑流量(13215m3·s–1)大于7月(11350m3·s–1), 因此6月羽狀流出現(xiàn)較強(qiáng)的粵東擴(kuò)展。8月, 由于風(fēng)向轉(zhuǎn)變?yōu)闁|南風(fēng), 使得粵東海域的流速減小, 粵西海域的流速增加, 導(dǎo)致東向羽狀流主軸收縮至大鵬灣附近海域, 粵東擴(kuò)展距離衰減為約30km(圖4g)。如圖3d所示, 6月羽狀流的擴(kuò)展面積最大(16151km2), 7月次之(14021km2), 8月最小(13179km2)。總的來說, 6—8月羽狀流的擴(kuò)展面積和粵東擴(kuò)展距離都存在衰減現(xiàn)象。

秋季, 羽狀流表現(xiàn)為粵西沿岸擴(kuò)展, 在珠江口外形成明顯的西向流, 流速約0.4m·s–1, 等鹽度線之間的鹽度梯度較小(圖4l)。9月的徑流量較大, 故羽狀流向外擴(kuò)展的范圍較大, 30‰等鹽度線在粵西海域可向外擴(kuò)展至40m等深線附近, 等鹽度線之間的鹽度梯度較大(圖4i)。10—11月, 東北風(fēng)持續(xù)增強(qiáng)且徑流量持續(xù)衰減, 使得羽狀流被擠壓在近岸海域, 低鹽水向伶仃洋內(nèi)部收縮, 30‰等鹽度線在粵西海域向內(nèi)收縮至30m等深線附近, 等鹽度線之間的鹽度梯度顯著變小(圖4j、k)?？偟膩碚f, 9月羽狀流的擴(kuò)展面積最大(9871km2), 10月次之(5051km2), 11月最小(4332km2)。

冬季, 八大口門的入海徑流量最小, 且珠江口及其鄰近海域受到東北風(fēng)的強(qiáng)烈支配。一方面, 東北風(fēng)驅(qū)動(dòng)沿岸流向西, 使得羽狀流表現(xiàn)為沿岸向粵西擴(kuò)展; 另一方面, 東北風(fēng)驅(qū)動(dòng)的向岸Ekman輸送使得羽狀流被緊緊地?cái)D壓在西岸, 形成一條細(xì)長(zhǎng)的條帶(圖4p)。總的來說, 羽狀流在各個(gè)方向的擴(kuò)展均受到限制, 30‰等鹽度線甚至收縮到珠江口內(nèi)部, 等鹽度線之間的鹽度梯度最小。冬季內(nèi)的三個(gè)月羽狀流的擴(kuò)展情況類似(圖4m、n、o), 其中1月和2月羽狀流擴(kuò)展面積小于12月, 僅約2200km2。

1999—2010年珠江口羽狀流展現(xiàn)出了顯著的季節(jié)變化, 且羽狀流的擴(kuò)展方向和擴(kuò)展面積等要素受到徑流和風(fēng)場(chǎng)的顯著影響。夏季, 東四口門分流比最大, 自東四口門輸入的徑流可被輸送至紅海灣附近, 羽狀流表現(xiàn)為雙向擴(kuò)展, 擴(kuò)展面積最大(14370km2)。春、秋兩季東四口門分流比減小, 西四口門分流比增加, 羽狀流整體表現(xiàn)為粵西沿岸擴(kuò)展, 但秋季粵西海域的流速(~0.4m·s–1)大于春季(~0.3m·s–1), 且秋季羽狀流的擴(kuò)展面積(5868km2)大于春季(5044km2)。冬季, 羽狀流被緊緊擠壓在西岸, 其擴(kuò)展受到了較大限制, 擴(kuò)展面積僅為2573km2。冬季30‰等鹽度線在粵西海域被限制在20m等深線以內(nèi), 但其在春、秋兩季可向外推移至30m等深線附近?？偟膩碚f, 當(dāng)東北風(fēng)等下沉流風(fēng)盛行時(shí), 其所產(chǎn)生的西向沿岸流會(huì)將羽狀流輸運(yùn)至粵西海域, 且限制羽狀流的向海擴(kuò)展; 當(dāng)西南風(fēng)等上升流風(fēng)盛行時(shí), 其所產(chǎn)生的東向沿岸流和Ekman輸送則可以增加羽狀流的粵東擴(kuò)展和向海輸運(yùn), 且東四口門的徑流越大, 羽狀流的粵東擴(kuò)展距離也越大。羽狀流的擴(kuò)展面積(圖3d)和徑流量(圖3a)之間的相關(guān)性系數(shù)為0.978(<0.01), 和風(fēng)速(圖3c)之間的相關(guān)性系數(shù)為–0.636(<0.05), 即徑流量越大(小), 風(fēng)速越小(大), 羽狀流的擴(kuò)展面積越大(小)。

3 珠江口羽狀流的年際變化規(guī)律

圖5給出了1999—2010年逐年各個(gè)季節(jié)季均徑流量、矢量風(fēng)場(chǎng)、標(biāo)量風(fēng)速和羽狀流擴(kuò)展面積的變化情況。圖6給出了1999—2010年逐年各個(gè)季節(jié)平均的珠江口及其鄰近海域表層鹽度分布情況。由圖6可知, 春、秋、冬三季羽狀流均表現(xiàn)為粵西沿岸擴(kuò)展, 但其年際差異有所區(qū)別。春季羽狀流的年際差異相對(duì)較大, 秋季次之, 冬季最小。春季, 12年羽狀流擴(kuò)展面積的標(biāo)準(zhǔn)差為1311km2。從形態(tài)上看, 羽狀流在珠江口和粵西海域均存在一定的變化。秋季, 12年羽狀流擴(kuò)展面積的標(biāo)準(zhǔn)差為1074km2, 其年際變化主要發(fā)生在珠江口附近。春、秋兩季的徑流量類似, 因此年際差異的強(qiáng)弱主要由風(fēng)場(chǎng)調(diào)控。如圖5b所示, 春季風(fēng)場(chǎng)的年際變化較為顯著, 例如1999年盛行風(fēng)為東風(fēng), 2002年盛行風(fēng)為東南風(fēng)。風(fēng)場(chǎng)的轉(zhuǎn)變使得羽狀流發(fā)生向外擴(kuò)展和向內(nèi)收縮, 展現(xiàn)出較大的年際變化。相比于春季, 秋季的盛行風(fēng)均為東北風(fēng), 年際差異較小, 故羽狀流的年際差異也較小。冬季, 12年羽狀流擴(kuò)展面積的標(biāo)準(zhǔn)差僅為705km2, 羽狀流均被緊緊擠壓在西岸。這是由于冬季徑流量最小, 且徑流量的年際變化最小, 其標(biāo)準(zhǔn)差僅為742m3·s–1。同時(shí), 冬季的盛行風(fēng)均為強(qiáng)烈的東北風(fēng), 東北風(fēng)將小徑流限制在西岸, 導(dǎo)致其年際差異最小。

如圖5所示, 夏季徑流量年際差異較大, 標(biāo)準(zhǔn)差可達(dá)3552m3·s–1, 為四個(gè)季節(jié)中最大值。風(fēng)向主要在西南風(fēng)、南風(fēng)和東南風(fēng)之間變化, 差異相對(duì)較大。同時(shí), 羽狀流擴(kuò)展面積和擴(kuò)展形態(tài)的年際差異也較大, 例如2010年夏季羽狀流的擴(kuò)展面積最大, 且展現(xiàn)出了強(qiáng)烈的粵東和向海擴(kuò)展; 2004年夏季羽狀流的擴(kuò)展面積最小, 且粵東擴(kuò)展顯著收縮。這說明相比于其他三個(gè)季節(jié), 夏季羽狀流的年際變化最為顯著。為了進(jìn)一步展示夏季羽狀流的年際變化, 圖7給出了1999—2010年逐年夏季平均珠江口及其鄰近海域表層鹽度和流場(chǎng)的分布情況。由圖7可知, 夏季羽狀流常年存在明顯的粵西擴(kuò)展, 且年際差異不大; 而粵東擴(kuò)展的年際變化較為顯著, 根據(jù)其擴(kuò)展形態(tài)和擴(kuò)展面積可將夏季羽狀流劃分為以下三種類型。

第一類: 粵東擴(kuò)展占優(yōu)型, 包括2001年、2008年和2010年, 這三年夏季羽狀流的擴(kuò)展面積較大, 均超過20000km2; 且這三年夏季羽狀流的粵東擴(kuò)展距離也較大, 均大于粵西擴(kuò)展距離。2010年夏季(圖7l)羽狀流的擴(kuò)展面積最大, 為28145km2; 粵東擴(kuò)展距離為164km, 遠(yuǎn)大于粵西擴(kuò)展距離。30‰等鹽度線占據(jù)了較大范圍, 在粵東海域形成了一個(gè)類似“蝴蝶翅膀”的形態(tài)。值得注意的是, 2010年夏季的徑流在12年中并非最大, 僅為17497m3·s–1, 但其擴(kuò)展面積卻為12年中的最大值。從圖7l的流場(chǎng)可以看出, 羽狀流在粵東輸運(yùn)的過程中被渦流卷攜至南部開邊界附近, 形成了這一特殊羽狀流結(jié)構(gòu)。渦流卷攜羽狀流的現(xiàn)象在珠江口并非偶然, 在Chen等(2017)的研究中也有發(fā)現(xiàn)。同時(shí), 這一現(xiàn)象也存在于密西西比河, 渦流可以將該區(qū)域羽狀流卷攜至墨西哥灣內(nèi)部(Schiller et al, 2011)。2001年和2008年夏季(圖7c、j)羽狀流的擴(kuò)展面積僅次于2010年夏季, 分別為21142和23509km2; 且這兩年羽狀流也展現(xiàn)出了強(qiáng)烈的粵東擴(kuò)展, 擴(kuò)展距離分別為133和156km。如圖5a所示, 這兩年夏季對(duì)應(yīng)的徑流較大, 分別為24415和22491m3·s–1, 大徑流導(dǎo)致了大的擴(kuò)展面積; 同時(shí), 這兩年夏季東四口門的徑流量較大, 分別為15487和13551m3·s–1, 東四口門的徑流充分向粵東流動(dòng), 使得羽狀流展現(xiàn)出了顯著的粵東擴(kuò)展。這兩年夏季羽狀流主要存在兩個(gè)差異: 1)2001年夏季粵西海域的流速可達(dá)到0.3m·s–1, 而2008年夏季則僅約0.1m·s–1; 2)2001年夏季粵東羽狀流主要向東北方向擴(kuò)展, 羽狀流整體較窄, 而2008年夏季羽狀流則主要向東南外海方向擴(kuò)展, 羽狀流的寬度較大。這些差異主要與風(fēng)場(chǎng)有關(guān), 如圖5b所示, 2008年夏季西南風(fēng)強(qiáng)盛, 西南風(fēng)驅(qū)動(dòng)沿岸流向東, 導(dǎo)致粵西海域西向流速減小, 且該沿岸流促進(jìn)了羽狀流的粵東擴(kuò)展, 使其粵東擴(kuò)展距離比2001年夏季多了23km。同時(shí), 西南風(fēng)產(chǎn)生的Ekman輸送促使羽狀流充分向外海擴(kuò)展, 羽狀流整體較寬, 導(dǎo)致其擴(kuò)展面積比2001年夏季多2367km2。2001年夏季的風(fēng)場(chǎng)為東南風(fēng), 東南風(fēng)的沿岸組成可以促進(jìn)羽狀流的西向擴(kuò)展, 增加粵西海域的流速; 其跨岸組成則可向岸擠壓羽狀流, 使其變窄。

圖5 1999—2010年各個(gè)季節(jié)季均徑流(a)、矢量風(fēng)場(chǎng)(b)、標(biāo)量風(fēng)速(c)和30‰等鹽度線圍成的羽狀流面積(d)

圖6 各個(gè)季節(jié)羽狀流的年際變化圖中所有等值線均為30‰等鹽度線

圖7 夏季羽狀流的年際變化

第二類: 近似對(duì)稱型, 包括1999年和2009年, 這兩年羽狀流均展現(xiàn)出了適度的粵東擴(kuò)展, 且粵東擴(kuò)展距離和粵西擴(kuò)展距離大致相等。2009年夏季(圖7k)羽狀流的粵東擴(kuò)展距離為97km, 粵西擴(kuò)展距離為105km, 兩者近似相等。西四口門的徑流以約0.1m·s–1的速度向粵西流動(dòng), 粵東海域的流速則可達(dá)到0.4~0.5m·s–1, 使得羽狀流展現(xiàn)出雙向擴(kuò)展結(jié)構(gòu)。同時(shí), 2009年夏季羽狀流在向海方向的擴(kuò)展較為顯著, 在珠江口外形成凸起結(jié)構(gòu), 導(dǎo)致其擴(kuò)展面積增大, 為16524km2。1999年夏季(圖7a)羽狀流的粵東擴(kuò)展距離為66km, 略小于粵西擴(kuò)展距離。羽狀流整體較窄, 擴(kuò)展面積也較小(11979km2)。這兩年夏季羽狀流的主要區(qū)別在于2009年夏季羽狀流在各個(gè)方向的擴(kuò)展距離均大于1999年夏季, 羽狀流整體較寬; 而1999年夏季羽狀流則較窄, 整體表現(xiàn)為向岸收縮。

第三類: 粵西擴(kuò)展占優(yōu)型, 包括其他剩余年份, 這些年羽狀流的擴(kuò)展面積較小, 且粵東擴(kuò)展顯著收縮。相比于前兩類, 第三類中羽狀流的粵東擴(kuò)展距離均不顯著。根據(jù)其擴(kuò)展形態(tài), 可以進(jìn)一步將該類羽狀流劃分為兩小類: 凸起性和扁平型。凸起型包括2000年、2002年和2006年夏季, 其對(duì)應(yīng)的徑流相對(duì)較大, 在近岸海域的流速較大, 羽狀流在珠江口外形成一個(gè)小凸起, 使其向海擴(kuò)展更加顯著。以2002年夏季為例, 其徑流量為20746m3·s–1, 在近岸海域的流速可達(dá)0.2~0.3m·s–1。羽狀流在珠江口外形成凸起, 導(dǎo)致其向海擴(kuò)展的范圍變大, 羽狀流的擴(kuò)展面積也隨之增大(14331km2), 是第三類中的最大值。扁平型包括2003年、2004年、2005年和2007年夏季, 其對(duì)應(yīng)的徑流相對(duì)較小, 在近岸海域流速較小, 羽狀流未形成明顯凸起, 30‰等鹽度線過渡較為平滑。以2004年夏季為例, 其徑流量為17268m3·s–1, 且西四口門分流比為12年最大, 導(dǎo)致羽狀流的粵東擴(kuò)展距離顯著收縮, 僅為21km。整體而言, 近岸海域流速僅約0.1m·s–1, 羽狀流整體表現(xiàn)為扁平型, 擴(kuò)展面積為第三類中的最小值(11412km2)。

Ou等(2009)利用每月一次的走航數(shù)據(jù)將夏季珠江口羽狀流劃分為粵東離岸擴(kuò)展型、似對(duì)稱沿岸擴(kuò)展型、粵西沿岸擴(kuò)展型和向海凸起擴(kuò)展型四大類。本文利用季節(jié)平均的模擬數(shù)據(jù)將夏季珠江口羽狀流劃分為粵東擴(kuò)展占優(yōu)型、近似對(duì)稱型和粵西擴(kuò)展占優(yōu)型(包括凸起型和扁平型)三大類。兩者均是根據(jù)羽狀流的擴(kuò)展距離進(jìn)行分類, 在定義上并無顯著差別。盡管本文中羽狀流也存在凸起型, 但相比于Ou等(2009)的研究, 本文中羽狀流的向海凸起并不顯著。這一差異主要是由研究尺度不同引起的, 即本文利用季節(jié)平均的模擬數(shù)據(jù)對(duì)羽狀流進(jìn)行分類, 而Ou等(2009)則利用每月一次的走航數(shù)據(jù)對(duì)羽狀流進(jìn)行分類。

4 EOF分析

為了進(jìn)一步探討影響珠江口羽狀流擴(kuò)展變化的主要?jiǎng)恿σ蜃? 對(duì)1999–2010年月均珠江口表層鹽度場(chǎng)進(jìn)行EOF分析, 得到其空間模態(tài)及對(duì)應(yīng)的時(shí)間模態(tài)(圖8)。由圖8可知, EOF的第一模態(tài)可以解釋整體變化的91.2%, 說明該模態(tài)在珠江口羽狀流的時(shí)空變化中占據(jù)主導(dǎo)地位。由圖8a可知, 第一空間模態(tài)在全鹽度場(chǎng)均為負(fù)值, 且珠江口、磨刀門和黃茅海區(qū)域表層鹽度變化較大, 珠江河網(wǎng)及外海區(qū)域變化較小, 整體分布與夏季平均海洋表層鹽度場(chǎng)類似: 既表現(xiàn)為向粵西沿岸擴(kuò)展, 又表現(xiàn)為向粵東離岸擴(kuò)展。其空間模態(tài)的分布說明羽狀流的擴(kuò)展和收縮在全場(chǎng)區(qū)域均為同步的。第一時(shí)間模態(tài)(圖8c)展現(xiàn)出顯著的季節(jié)循環(huán), 時(shí)間系數(shù)從1—12月呈現(xiàn)出先遞增后遞減的趨勢(shì), 這與徑流量的變化趨勢(shì)一致。結(jié)合時(shí)間模態(tài)和空間模態(tài)可知, 夏季徑流量增加, 羽狀流在全場(chǎng)區(qū)域同步向外擴(kuò)展, 海洋表層鹽度減小; 冬季徑流量衰減, 羽狀流在全場(chǎng)范圍內(nèi)同步收縮, 海洋表層鹽度增加。

圖8 1999–2010年月均珠江口表層鹽度異常場(chǎng)EOF分解的第一空間模態(tài)(a)、第二空間模態(tài)(b)、第一時(shí)間模態(tài)(c)和第二時(shí)間模態(tài)(d) 第一模態(tài)可以解釋整體變化的91.2%, 第二模態(tài)可以解釋整體變化的4.1%

EOF分析的第二模態(tài)僅可以解釋整體變化的4.1%, 但該模態(tài)在珠江口具有很強(qiáng)的代表性。從第二空間模態(tài)(圖8b)可知, 其在伶仃洋內(nèi)部及粵西近岸海域?yàn)檎? 在珠江口及其東側(cè)為負(fù)值, 該空間分布說明羽狀流在粵東和粵西海域的發(fā)展演化是相反的。當(dāng)時(shí)間系數(shù)為正時(shí), 粵東海洋表層鹽度減小, 粵西海洋表層鹽度增加, 反之亦然。該模態(tài)反應(yīng)了盛行風(fēng)對(duì)珠江口羽狀流擴(kuò)展的影響。

5 結(jié)論

本文利用高精度FVCOM模型對(duì)珠江口羽狀流的季節(jié)和年際變化規(guī)律進(jìn)行研究, 主要結(jié)論如下。

1) 珠江口羽狀流存在顯著的季節(jié)變化。春、秋兩季徑流量較小, 風(fēng)場(chǎng)處于季風(fēng)轉(zhuǎn)換時(shí)期, 羽狀流均表現(xiàn)為沿岸向粵西擴(kuò)展, 擴(kuò)展面積較小。夏季, 由于徑流量的增加和西南風(fēng)的盛行, 羽狀流可向粵東擴(kuò)展至紅海灣附近, 整體表現(xiàn)為雙向擴(kuò)展, 擴(kuò)展面積最大。冬季, 徑流量為四季中最小, 風(fēng)場(chǎng)轉(zhuǎn)變?yōu)閺?qiáng)烈的東北風(fēng), 羽狀流的擴(kuò)展受限, 被緊緊束縛在西岸, 擴(kuò)展面積最小。

2) 夏季羽狀流的年際變化顯著, 表現(xiàn)為三種擴(kuò)展形態(tài): 粵東擴(kuò)展占優(yōu)型, 包括2001年、2008年和2010年夏季; 近似對(duì)稱型, 包括1999年和2009年夏季; 粵西擴(kuò)展占優(yōu)型, 包括剩余年份。春、秋、冬三季羽狀流的年際差異均小于夏季, 這三個(gè)季節(jié)的年際變化規(guī)律為春季最大, 秋季次之, 冬季最小。

3) EOF分析呈現(xiàn)出了兩個(gè)主要模態(tài)。第一模態(tài)可以解釋整體變化的91.2%, 其空間模態(tài)在整個(gè)區(qū)域內(nèi)均為負(fù)值, 時(shí)間模態(tài)展現(xiàn)出了顯著的季節(jié)循環(huán), 該模態(tài)主要受到徑流的調(diào)控。第二模態(tài)的方差貢獻(xiàn)率極小, 僅為4.1%, 該模態(tài)反映了珠江口羽狀流的粵東或粵西擴(kuò)展, 主要受盛行風(fēng)的調(diào)控。

胡嘉鏜, 李適宇, 2008. 珠江三角洲一維鹽度與三維斜壓耦合模型[J]. 水利學(xué)報(bào), 39(11): 1174–1182. HU JIATANG, LI SHIYU, 2008. One-dimensional salinity and three-dimensional baroclinic coupled model for simulating the flow in Pearl River delta[J]. Journal of Hydraulic Engineering, 39(11): 1174–1182 (in Chinese with English abstract).

龐海龍, 2006. 珠江沖淡水?dāng)U散路徑分析[D]. 青島: 中國海洋大學(xué). PANG HAILONG, 2006. Analysis of diffuse route of the Zhujiang River diluted water[D]. Qingdao: Ocean University of China (in Chinese with English abstract).

楊陽, 孟強(qiáng), 夏華永, 等, 2010. 2006年夏季珠江沖淡水?dāng)U展及生態(tài)響應(yīng)[J]. 熱帶海洋學(xué)報(bào), 29(6): 15–21. YANG YANG, MENG QIANG, XIA HUAYONG et al, 2010. Expansion of the Pearl River diluted water in 2006 and its ecological response[J]. Journal of Tropical Oceanography, 29(6): 15–21 (in Chinese with English abstract).

BAI YAN, HE XIANQIANG, PAN DELU, et al, 2014. Summertime Changjiang River plume variation during 1998–2010[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 119(9): 6238–6257.

CHEN CHANGSHENG, LIU HEDONG, BEARDSLEY R C, 2003. An unstructured grid, finite-volume, three-dimensional, primitive equations ocean model: application to coastal ocean and estuaries[J]. Journal of Atmospheric and Oceanic Technology, 20(1): 159–186.

CHEN CHANGSHENG, BEARDSLEY R C, COWLES G, 2006a. An unstructured grid, finite-volume coastal ocean model (FVCOM) system[J]. Oceanography, 19(1): 78–89.

CHEN CHANGSHENG, BEARDSLEY R C, COWLES G, 2006b. An unstructured grid, finite-volume coastal ocean model: FVCOM user manual[M]. 2nd ed.New Bedford, Mass: University of Marseille Dartmouth.

CHEN ZHAOYUN, GONG WENPING, CAI HUAYANG, et al, 2017. Dispersal of the Pearl River plume over continental shelf in summer[J]. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 194: 252–262.

DING YANG, BAO XIANWEN, YAO ZHIGANG, et al, 2017. A modeling study of the characteristics and mechanism of the westward coastal current during summer in the northwestern South China Sea[J]. Ocean Science Journal, 52(4): 11–30.

FALCIERI F M, BENETAZZO A, SCLAVO M, et al, 2014. Po River plume pattern variability investigated from model data[J]. Continental Shelf Research, 87: 84–95.

GAN JIANPING, LI LI, WANG DONGXIAO, et al, 2009. Interaction of a river plume with coastal upwelling in the northeastern South China Sea[J]. Continental Shelf Research, 29(4): 728–740.

JIANG LONG, XIA MENG, 2016. Dynamics of the Chesapeake Bay outflow plume: realistic plume simulation and its seasonal and interannual variability[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 121(2): 1424–1445.

KIM H C, YAMAGUCHI H, YOO S, et al, 2009. Distribution of Changjiang Diluted Water detected by satellite chlorophyll-and its interannual variation during 1998–2007[J]. Journal of Oceanography, 65(1): 129–135.

LAI ZHIGANG, MA RONGHUA, GAO GUANGYIN, et al, 2015. Impact of multichannel river network on the plume dynamics in the Pearl River estuary[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 120(8): 5766–5789.

LAI ZHIGANG, MA RONGHUA, HUANG MINGFEN, et al, 2016. Downwellingwind, tides, and estuarine plume dynamics[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 120(6): 4245–4263.

MELLOR G L, YAMADA T, 1982. Development of a turbulence closure model for geophysical fluid problems[J]. Reviews of Geophysics, 20(4): 851–875.

OU SUYING, ZHANG HONG, WANG DONGXIAO, 2009. Dynamics of the buoyant plume off the Pearl River Estuary in summer[J]. Environmental Fluid Mechanics, 9(5): 471–492.

PAN JIAYI, GU YANZHEN, WANG DONGXIAO, 2014. Observations and numerical modeling of the Pearl River plume in summer season[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 119(4): 2480–2500.

PAWLOWICZ R, BEARDSLEY B, LENTZ S, 2002. Classical tidal harmonic analysis including errorestimates in MATLAB using T_TIDE[J]. Computers & Geosciences, 28(8): 929–937.

SCHILLER R V, KOURAFALOU V H, HOGAN P, et al, 2011. The dynamics of the Mississippi River plume: impact of topography, wind and offshore forcing on the fate of plume waters[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 116(C6): C06029.

SMAGORINSKY J, 1963. General circulation experiments with the primitive equations[J]. Monthly Weather Review, 91(3): 99–164.

ZENG XIANGMING, HE RUOYING, ZONG HAIBAO, 2017. Variability of Changjiang diluted water revealed by a 45-year long-term ocean hindcast and self-organizing maps analysis[J]. Continental Shelf Research, 146: 37–46.

Study on the seasonal and interannual variability of river plume in the Pearl River Estuary based on a high-resolution ocean dynamic model

XU Chuang1, XU Yongji1, HU Jiatang1, 2, LI Shiyu1, 2, LIU Jintao1

1. School of Environmental Science and Engineering, Sun Yat-sen University, Guangzhou 510275, China; 2. Guangdong Province Key Laboratory of Environmental Pollution Control and Remediation Technology, Guangzhou 510275, China

Based on the sea surface salinity data from 1999 to 2010 simulated by the high-resolution Finite-Volume Community Ocean Model (FVCOM), the seasonal and interannual variability of river plume in the Pearl River Estuary was analyzed and the main dynamic factors related to the variability were also discussed in combination with Empirical Orthogonal Function (EOF) analysis in this study. The field observation data during the simulation period were used to verify the simulation results for the 12 years, and the verification results showed that the model had higher accuracy and simulated the extension and variability of the plume fairly well. The simulated results showed that the plume exhibited significant seasonal variability. Affected by the high river discharge and southwesterly wind, the summertime plume exhibited a bidirectional structure with the plume extending westward attaching to the coast and eastward detaching from the coast. The extension area of the summertime plume was the largest. In winter, the river discharge attenuated to a minimum and the wind field changed into strong northeasterly wind. Consequently, the plume was squeezed to the western coast tightly to form a narrow band with the smallest extension area. The spring and autumn periods were transitional seasons, and the plume in these two seasons exhibited westward alongshore spreading. The summertime plume exhibited significant interannual variability with three main patterns, namely, the eastward extension dominated, approximately symmetric extension and westward extension dominated. In spring, the interannual variability of the plume was followed by that in summer and the variability mostly occurred in the western region and river estuary. The interannual variability in autumn and winter was not significant, especially in winter. The first EOF mode could explain 91.2% of the total variance, corresponding to the change in river discharge. The second EOF mode could explain 4.1% of the total variance, corresponding to the change in prevailing wind.

plume; seasonal variability; interannual variability; EOF analysis; numerical model; Pearl River Estuary

P731.21; P732.6

A

1009-5470(2019)03-0043-10

10.11978/2018098

2018-09-29;

2018-12-04。林強(qiáng)編輯

中央高?；究蒲袠I(yè)務(wù)費(fèi)專項(xiàng)資金(17lgzd20); 熱帶海洋環(huán)境國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(中國科學(xué)院南海海洋研究所)開放課題(LTO1605); 國家自然科學(xué)基金(41306105)

徐闖(1991—), 男, 河南省南陽市人, 碩士研究生, 主要從事近岸海洋動(dòng)力模擬研究。E-mail: xuch46@mail2.sysu.edu.cn

胡嘉鏜, E-mail: hujtang@ mail.sysu.edu.cn; 李適宇, E-mail: eeslsy@mail.sysu.edu.cn。

2018-09-29;

2018-12-04. Editor: LIN Qiang

Fundamental Research Funds for the Central Universities (17lgzd20); State Key Laboratory of Tropical Oceanography, South China Sea Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences (LTO1605); National Natural Science Foundation of China (41306105).

HU Jiatang, E-mail: hujtang@ mail.sysu.edu.cn; LI Shiyu, E-mail: eeslsy@mail.sysu.edu.cn.