2001年春季东中国海三维环流的数值模拟

郑洋洋,王惠群,管卫兵*,,杨成浩,黄海龙,杨 昀

(1.卫星海洋环境动力学国家重点实验室,浙江 杭州 310012; 2.国家海洋局 第二海洋研究所,浙江 杭州 310012; 3.浙江大学 海洋学院,浙江 舟山 316021)

0 引言

东中国海是典型的陆架浅海,北部海底形成的黄海槽水深60～80 m,北浅南深；南部平均水深370 m,最深2 940 m。海底地形较为复杂,西南大陆架浅水区三角洲覆盖,坡度陡峭,东南大陆坡深水区平坦开阔。黑潮及其延伸体具有高温、高盐特征,由南向北；沿岸流系具有低盐特征,由北向南,总体上形成一个气旋式环流。东中国海受季风驱动,环流特征随季节变化显著,形成复杂的环流系统,其动力结构和形成机制一直是研究的热点。

我国早在20世纪就对东中国海进行了海洋综合调查,针对黄海暖流、台湾暖流的径流、流量、温度、盐度、涡旋及海洋锋做了许多工作。鲍献文[1]认为台湾暖流的两个分支表现出季节性变化特征,冬季北分支流速较小,流辐较窄；东分支的流辐则比夏季宽。黄海暖流仅在冬季出现,支持“黄海暖流是一强北风作用下的补偿性海流”观点。冬季黄海暖流受偏北风的影响较大,呈现两分支,其中西分支是黄海暖流的核心。黄海中部夏季环流非常弱,沿其冷水团的边缘呈现逆时针的水平环流。苏纪兰[2]总结了国内外对我国近海环流所作的工作,对东中国海环流的主要动力机制也作出了评述。汤毓祥 等[3]指出南黄海环流存在明显的季节变异,黄海暖流的路径和强度均有一定的年际变化。概括而言,以往中国海的环流研究主要集中在冬、夏两个季节,而对春季的研究很少。

关于东中国海环流的数值模拟,前人已做了很多研究：可分为二维正压模式、三维正压模式以及三维斜压模式。早期主要借助于单层二维模式[4-5],随后三维模式运用到东中国海,前期采用三维正压模式[6-7],乔方利 等[8]用水平分辨率为0.25°的POM模拟黄海和东海的环流特征,模式考虑了潮流对环流的影响,模拟得到的环流特征与观测结果符合较好。黑潮的斜压特性使得正压模拟结果偏小,李微翡和赵保仁[9]应用POM模式考虑了海底地形、外来流、长江径流、海面风应力、海面热交换等多方面因素的影响,较好地模拟了夏季黑潮、台湾暖流、对马暖流和长江冲淡水等水文现象。白学志 等[10]用年循环风场和海面热通量场为外强迫,对东中国海的环流进行模拟,运用POM分析了黑潮、对马暖流、黄海暖流、台湾暖流、东海冷涡等的来源。总的来说,通过数值模拟已经能够基本合理地模拟中国近海的海洋环流,黑潮、台湾暖流、黄海暖流等的路径和流量[11]。

有限元法作为一个有效的数值计算方法,其起源可以追溯到20世纪50年代中期,相较目前广泛应用的基于有限差分方法的海洋模式,有限元模式优势在于对计算区域形状复杂且海洋过程变化复杂的问题进行模拟方面,其网格划分限制较小,网格疏密程度可自由调节,也可根据区域和问题的不同对特定范围内网格进行适当加密而不影响其他区域的网格分布,因而能够更好地弥合真实岸线和研究区域。基于以上优点,应用于海洋中的有限元模式也越来越多地被开发出来,并逐渐得到重视。由德国阿尔弗雷德·魏格纳研究所(Alfred Wegener Institute)开发的FEOM就是其中应用较为广泛的一种,它是基于考虑不可压缩、流体静力学和Boussinesq近似的三维原始方程组开发的有限元海洋环流模型,由风、正压和斜压梯度力驱动[12]。

本文基于2001年3月26日至4月17日观测得到的温度、盐度数据,应用基于有限元离散方法的FEOM模式,考虑月平均风场分布,采用改进逆方法计算得到的流量分布给定模式边界条件,开展诊断和强诊断计算,并对东中国海的环流及温、盐、密度分布等特征进行讨论。

1 观测资料

1.1 CTD数据和风场

温度和盐度数据由“973”项目的现场调查得到,站位位置及调查区域海底地形如图1所示。调查采用大面走航方式,观测日期为2001年3月26日至4月17日,在观测点采用CTD获取垂向每隔1 m左右的温、盐观测数据。

图1 现场调查站位设置及调查区域海底地形Fig.1 Observation sites and bottom topography

研究区域的风场数据来源于欧洲中期天气预报中心(ECMWF, European Centre for Medium-Range Weather Forecasts)发布的第三代再分析资料ERA-Interim(http://apps.ecmwf.int/datasets/data/interim-full-mnth/levtype=sfc/),该资料集采用了结合大气-波浪-海洋耦合数值模式结果、卫星数据以及实测数据的综合预报分析系统(IFS),提供了自1979年以来的多种网格同化分析资料,本文选用的是2001年4月1/8°的月平均风场数据(图2)。由图可知,2001年春季东海以东北风为主,南部风力大于北部,平均风速为3 m/s左右。黄海南部也以东北风为主,但风力小于东海,往北风力不断减弱且风向不定。

图2 海表风场分布Fig.2 The distribution of sea surface wind field

1.2 逆方法计算结果

逆方法由WUNSCH[13]在1978提出并应用于海洋环流的计算,计算时将研究区域划分成若干区块,每个区块又分成若干层,考虑各层质量、盐量守恒,逆向计算出参考面速度,同时使用各层不平衡流量平方和最小原理寻找最佳参考面深度,避免“零面”选取的主观性,得到研究区域的流场分布概况。袁耀初 等[14]在WUNSCH工作的基础上,对逆方法作了4点重要改进：忽略地转流假设,在动量方程中考虑垂直涡动粘滞项；密度与盐度守恒方程中考虑了垂直涡动扩散项；外加非线性的热量传输约束不等式；考虑了β效应。

本文在调查所得各层温度、盐度数据的基础上,结合图2所示的再分析风场资料,应用袁耀初 等[14]改进的逆方法对研究区域的流场状况进行了初步分析,将研究区域划分为图3所示的9个区块,考虑各层热量和流量平衡计算得到每个区块的边界流量,作为以下模式计算中的边界条件。图3表示计算得到的流函数,其主要特征有：研究区域南部流函数相对于北部密集,东部流函数相对于西部密集,在台湾岛北部海域流函数最为密集、水平梯度大,而且出入流量均较大,最大的流入量在台湾岛东北部海域。通过以上分析可以定性认为,改进后的逆方法可以较好地再现东中国海环流特征,但是在某些细节的定量分布上,还需进一步探讨。

图3 改进逆方法计算得到的研究区域流函数与边界流量(单位：Sv)分布Fig.3 The distribution of stream function and boundary flux (unit: Sv) in computational region calculated by modified inverse method

1.3 观测资料分析

为了了解资料情况并掌握区域水团特征,我们首先开展简要的水团分析。根据东中国海4月份水团的海域大致分布特征,将研究区域进行简单划分(如图4中小图)：取32.2°N作为黄海冷水团和长江冲淡水的边界线；取29°N作为长江冲淡水和台湾暖流的分界线；取126°E为分界线,区分入侵东中国海的黑潮水。图4给出了对应的温-盐点聚关系,由图可知：黄海冷水团主体温度为7～10 ℃,最高温度15.3 ℃,最低温度5.8 ℃,最低温度出现在A2站表层；主体盐度为32.3～33.5,最小盐度31.1,最大盐度34.3,最小盐度出现在B1站。根据温-盐聚散情况调节该分界线,认为黄海冷水团的南边界为32.2°N附近。长江冲淡水具有低温、低盐特征,在与台湾暖流和黄海冷水团混合后,表现明显的变性特征,长江冲淡水的主体部分温度在14～16 ℃之间,最小盐度29.1,出现在H1站表层。在近岸观测边界区域出现明显的混合现象。我们认为长江冲淡水和台湾暖流的边界线在29°N附近,长江冲淡水向东运动的最远位置在126°E附近,然后就表现为黑潮水高温、高盐的特征。台湾暖流携带高温、高盐水向北运动,在29°N附近向东转向,其主体盐度分布在32.5～35.0之间,温度分布在18～24 ℃之间。东边的黑潮水和台湾暖流盐度相近,为33.5～35.0,表层等温线呈南北走向,说明受到黑潮水的影响。

图4 东中国海4月温-盐点聚图Fig.4 Temperature and salinity scatter diagram of the East China Sea in April

对应以上分析,兼顾观测站位较少且无法与所有网格节点相对应的问题,在保证数据分布连续性基础上,数值计算中应用客观分析法将调查得到的温度和盐度数据插值到模式网格上,得到的结果作为温、盐初始条件。图5所示为表层、25 m和50 m水深层温、盐、密度分布图，其具有以下特征：

(1)研究区域表层温度等值线分布南部比较密集,北部比较稀疏。东海西部温度等值线以舌状向北延伸,水平影响范围较大；东海东部温度等值线密集,温度梯度较大。黄海南部10 ℃等温线向南延伸,呈现出一西北—东南向的冷舌结构；同时在黄海北部存在一暖舌结构指向西北方向。表层盐度和密度等值线分布趋势相似,西南部等值线分布较密集,西北部较稀疏,在东海西部长江口附近海域盐度梯度很大,等值线分布相当密集。在黄海中部有一盐度较高的中心,同时对应着一个高密度中心。在台湾岛北部海域有一盐度高值中心,其西面盐度等值线分布密集,且相对平行于岸线,说明此处海水与沿岸汇入的淡水有较强烈的混合。

(2)25 m水深层温度等值线分布趋势和表层基本一致。在研究区域南部,21 ℃等温线向北延伸明显,形成一北向的暖舌,相对于表层暖舌结构更明显,等温线也向北延伸到更远的位置。在研究区域北部,存在一明显的冷舌结构,同样相对于表层的冷舌结构更加明显,向南延伸距离更远。25 m层的盐度等值线分布与表层相比差别很大,在台湾岛北部虽然还是存在着一个盐度高值中心,但是其西面盐度等值线相比表层稀疏很多。在表层越靠近岸线盐度越低,而在25 m水深层中却存在一个盐度低值中心,其位于舟山群岛东面。25 m层的密度等值线分布相对来说依然与盐度等值线分布趋势比较相似,不过相对于表层而言相似度减小。

图5 调查区域表层、25 m、50 m水深层初始温度(a，d，g，单位：℃)，盐度 (b，e，h)及相对密度(c，f，i，单位：g/L)分布Fig.5 The distribution of initial temperature (a, d, g, unit:℃), salinity (b, e, h) and relative density (c, f, i, unit: g/L)on surface, at depth of 25 m and 50 m in research area

(3)50 m水深层温度等值线分布趋势与上两层基本相同,但是研究区域的西北部已有一大块水深小于50 m。11 ℃等温线依然向南延伸,说明在这一深度依然存在着一冷舌结构。在研究区域南部,依然存在一个明显的暖舌结构,21 ℃等值线明显向北延伸,暖舌结构相较于上两层更为明显。50 m水深层的盐度和密度分布趋势比较一致,相较于上两层,这一水深层的盐度和密度等值线明显变得稀疏,而且上两层的等值线相对平行于岸线,越靠近岸边盐度越低,密度越小,而在这一层上则没有这种规律,盐度和密度更多地表现出南北分布的不均匀性。

2 三维数学模型

2.1 控制方程和数值方法

模式的控制方程如下：

水平动量方程为

(1)

连续方程为

(2)

静压方程为

(3)

温盐扩散方程为

(4)

状态方程为

ρ=ρ(T,S,p)

(5)

海表面需要给定的边界条件为

(6)

(7)

(8)

其中,τw为风应力矢量；q为温、盐的表面通量；w为垂向速度。

海底需要给定的边界条件为

(9)

其中,Cd为底摩擦系数。

在参数的设置上,水平粘滞系数采用Smagorinsky方案：

(10)

水平扩散系数依据单元面积按比例修正：

(11)

垂直粘性和扩散系数使用PACANOWSKI和PHILANDER[15]的混合层方案计算给定,并认为它们在每个体积单元内保持不变。Richardson依赖因子被率先计算和存储,然后用以计算垂直粘性和扩散系数,采用z坐标模型常用的小斜率近似和斜扩散方案等确定中性混合值[14]。

FEOM采用有限元法离散方程,表面采用非结构三角形网格,水体使用棱柱体单元,同时针对水平速度场、水位、温度和盐度等变量使用连续线性表达。强健、稳定的模分离法被采用,并通过调整参数使为了稳定而开展的平滑效应降到足够小的程度。模式在同一数值内核里支持包括z坐标、σ坐标以及它们的组合等多种形式。FEOM使用MPI进行并行计算处理,更多的技术细节可参见文献[12]。

2.2 模式设置和计算方案

为了尽最大可能利用观测数据,又避免数据外推带来的不确定性,直接取图1所示的观测站位外廓线作为模式计算边界控制线。水平方向使用SMS(Surface-water Modeling System)建立分辨率适当高于观测资料的非结构三角形网格,共计1 775个节点,3 370个单元,最小、最大和平均网距分别为7.1、30.5和16.4 km左右。由于航次观测站位基本均在40 m等深线外,没有完全靠近岸边,因此计算区域四周都是开边界。在本研究中,垂向采用z坐标,为更好地弥合海底地形,同时保证计算精度,垂向共分为29层,分别为：0、2、4、6、8、10、15、20、25、30、35、40、45、50、55、60、65、70、75、80、85、90、95、100、110、120、130、140和150 m。

如前所述,数值模式计算所需要的温、盐初始值由航次各层观测值应用客观分析法插值到模式网格上,四周边界上的温、盐初始值被保存下来,作为温、盐扩散方程求解时所需的开边界。表层不考虑热交换,即q=0。表层也不考虑降水和蒸发,即P-E=0。为了不忽略风海流,表面考虑气候态月平均风的作用,将欧洲中期天气预报中心的再分析风场资料通过客观分析法插值到表层每个网格结点上,实际所用的风场情况见前文所述。

为判断模式计算是否达到稳定,首先给出整个区域的体积平均动能变化曲线(图6a)。从方案一的体积平均动能随时间的变化来看,诊断计算60 d,模式已达到稳定态,合适开展下一步的预报或强诊断计算。对于方案二,我们还增加了密度位相速度的判据：

(12)

其中“—”代表对整个计算区域作体积平均。由方案二计算得到的体积平均密度位相速度变化曲线(图6b)来看,诊断计算60 d后开展预报计算,5 d后体积平均密度位相速度随时间变化由急变缓。同样在方案二的体积平均动能随时间的变化上也能看到这样一个由急变缓过程(图6a),所以综合方案二的两条曲线,我们判定观测得到的温、盐场的调整时间尺度为5 d,最终将方案三的温、盐松弛时间尺度τ取为5 d。

图6 体积平均动能(a)和密度位相速度(b)随时间变化曲线Fig.6 The volume-averaged kinetic energy (a) and phase speed of density (b) as a function of time

3 计算结果与讨论

由于我们考察的是观测温、盐资料诊断结果,所以不讨论方案二的预报计算结果。从体积平均动能变化曲线(图6a)来看,100 d时方案一和方案三都得到了稳态解。本节首先对诊断计算达到稳定时的水位和流场状况进行分析,然后讨论强诊断计算调整后得到的水位和流场分布。

3.1 诊断计算结果

3.1.1 水位场的分布

图7是诊断计算(方案一)得到的水位分布,它反映了研究区域的上层流动状况。由图7可知,在研究区域西南部马鞍型相连的2个高值区,中心位置分别为(26.9°N,122°E)和(28.3°N,123.1°E),外围等值线绕着这2个高值区闭合分布,其西侧等值线密集且基本与所在区域50 m等深线平行,而其东侧等值线相对稀疏。在中北部有2个较为明显的低值区,中心位置分别为(30.9°N,125.9°E)和(34.3°N,122.8°E),还有1个较大的闭合高值区,其中心位置为(32.6°N,122.9°E)。在研究区域中部存在一水位等值线较密集区域,西侧等值线基本沿着50 m等深线呈西北—东南向分布,到126°E,等值线转呈西南—东北向分布。

图7 诊断计算得到的水平水位分布(单位：m)Fig.7 The distribution of sea surface elevation of diagnostic calculation(unit: m)

3.1.2 水平流场的分布

图8给出了诊断计算在表层、10、25和50 m水深层的水平流速分布。从图8a可知,表层由于受到海表面风应力的影响,水平环流比较复杂,在研究区域南部边界附近,黑潮水由台湾岛东北部反气旋拐弯式入侵至浙闽沿岸50 m等深线附近,形成台湾暖流,其间最大流速达28.6 cm/s。台湾暖流随后再反气旋拐弯转向东北,基本沿着50 m等深线一直流动到长江口外50 m等深线转向处,在这段路程中台湾暖流最大流速为27.6 cm/s。本研究所用的水文观测站均分布在40 m等深线以外,同时在顺岸流动的台湾暖流西侧没有发现浙闽沿岸流的迹象,说明2001年春季浙闽沿岸流应该在40 m等深线以浅的近岸区域。台湾暖流右侧存在3个反气旋涡,中心位置分别为(27°N，122°E)、(29.4°N，123.5°E)和(30.4°N，123.3°E),其中前2个与水位分布中马鞍型相连的2个高值区相对应,只是中心位置有些偏移,中间那个涡最强,北面那个涡很弱。长江口外50 m等深线转向处,台湾暖流向东转向,也似有很小一部分台湾暖流越过50 m等深线入侵至黄海南部。围绕中心位置(30.2°N，125.8°E)存在1个较强的气旋涡,在该涡与中心位置为(29.4°N，123.5°E)的反气旋涡的共同影响下,在研究区域中部存在1支最大值为10.1 cm/s的较强流动,西侧起流向基本呈西北—东南向,到126°E转为西南—东北向,其分布与水位等值线中的密集区域相对应。在黄海西南部存在1个反气旋涡,中心位置为(33.1°N，122.9°E),在风海流和斜压流动的共同作用下,该涡与中心位置为(30.2°N，125.8°E)的气旋涡间从东到西存在1支连续的西向流动,最大值为9.8 cm/s。在计算区域北部海域,沿着50 m等深线左右向南的流动为黄海沿岸流,表层最大值为3.5 cm/s。其东侧西向或西北向的连续流动可能是黄海暖流的一部分,最大值为6.1 cm/s,究其来源可以推断在研究区域之外应该会有1支暖流通过济州岛西侧海域来到这里,并有部分水体转向西南方向并入黄海沿岸流。黄海沿岸流和黄海暖流交汇的地方,有1个弱的气旋涡存在,中心位置为(34.1°N，122.9°E),与水位分布中的闭合低值区对应。

在10 m层(图8b),也没有浙闽沿岸流的踪迹,说明浙闽沿岸流应该在40 m等深线以浅水域。本层次台湾暖流、黄海沿岸流和黄海暖流走的路径与表层基本相同,但由于风影响的减弱,流路更加清晰完整。例如,黄海沿岸流沿着50 m等深线左右连续扩展至30.6°N附近并入东流的台湾暖流。表层台湾暖流右侧存在3个反气旋涡在10 m层已变成2个,最北的那个变为1个反气旋拐弯,南面2个涡的中心位置分别变为(26.8°N，122.1°E)和(28°N，122.9°E),同时强度对比发生变化,靠南的那个反气旋涡强于另外1个。这2个相连的反气旋涡东侧有1个气旋涡存在,其中心位置为(26.9°N，123.3°E),这个涡在表层没有出现。计算域中部的那个较强的气旋涡的中心位置已由表层的(30.2°N，125.8°E)变为(30.9°N，126°E),强度也有所减弱。在黄海西南部存在的反气旋涡,中心位置由表层的(33.1°N，122.9°E)变为(32.7°N，122.9°E)。黄海沿岸流和黄海暖流交汇处的气旋涡的中心位置则基本没有变化。在长江口外,10 m层又有1个表层没有的反气旋涡出现,中心位置为(31.6°N，123°E)。

图8 诊断计算得到表层(a)、10 m(b)、25 m(c)和50 m(d)水深层水平流场分布Fig.8 The distribution of horizontal velocity of diagnostic calculation on surface (a),at depth of 10 m (b), 25 m (c) and 50 m (d)

在25 m层(图8c),水平流速分布与10 m水深层基本相似,主要有2点不同：一是台湾暖流在长江口外东海区域越过50 m等深线北上的现象要比在10 m层更为明显,这说明在上层受长江冲淡水的影响,台湾暖流更倾向于向东转向。二是在研究区域北部黄海沿岸流在25 m水深层流速减小,变得不再明显,这说明黄海沿岸流主要存在于黄海上层较浅的陆架上。

在50 m层(图8d),台湾暖流依然很明显且流速也较大,说明台湾暖流从表层一直到50 m深都存在。在50 m层的水平流速分布中还可以发现,除了在以上几层中台湾岛东北部有黑潮水反气旋拐弯入侵外,在更东北的区域(27.5°N，125.5°E)也疑似有黑潮水入侵,此处入侵主要是沿着100 m等深线自东北向西南流动,最后和在台湾岛东北部入侵的台湾暖流合并。

3.2 强诊断计算结果

3.2.1 水位场的分布

观测资料非同步性、测站的水平分辨率和所及深度的不足等原因导致密度场(温度和盐度)不仅包含许多静止过程的“噪音”效应,更不能与风场和地形很好地适配。利用这样的数据进行纯诊断计算(方案一)会使动力场结果出现扭曲现象。而诊断计算后进行强诊断计算(方案三)对温、盐场作适当的动力调整,可使计算结果更为现实合理。从综合反映研究区域上层流动状况的水位对比来看,强诊断计算(方案三)得到的水位(图9)与诊断计算(方案一)的水位(图7)在分布趋势上基本一致,只是强诊断计算的结果相对诊断计算来说水位等值线更加平滑,最高水位有所下降,而最低水位则有所上升。说明在水位分布上,诊断与强诊断两个计算结果,定性上较为一致,定量上有些差别。

图9 强诊断计算得到的水平水位分布(单位：m)Fig.9 The distribution of sea surface elevation of robust diagnostic calculation(unit: m)

3.2.2 水平流场的分布

对应图8,图10给出了强诊断计算在表层、10、25和50 m水深层的水平流速分布。对比图8和图10可以发现,诊断计算和强诊断计算得到的流场的大致趋势基本一致,因为强诊断计算使得温、盐场和流场更加匹配,所以其结果相对来说比较平滑。

在表层强诊断计算结果(图10a)中,台湾暖流离开黑潮主体西向流至浙闽沿岸50 m等深线间的最大流速为26.9 cm/s,台湾暖流顺着50 m等深线北向流动过程中的最大流速为23.4 cm/s。在研究区域中部存在的那支从西向东的连续流动,其最大流速为5.9 cm/s。31°N附近从东到西存在的连续西向流动,流速最大值为7.0 cm/s。计算域中,黄海沿岸流的表层流速最大值为3.4 cm/s,黄海暖流的流速最大值则为4.5 cm/s。与诊断计算中的这些特征数据对比可以发现,强诊断计算流速极值均有所减小,但流的走势和涡的分布等强特征没有改变并更为合理。

图10 强诊断计算得到的表层(a)、10 m(b)、25 m(c)和50 m(d)水深层水平流场分布Fig.10 The distribution of horizontal velocity of robust diagnostic calculation on surface (a),at depth of 10 m (b), 25 m (c) and 50 m (d)

其它层次的强诊断计算结果(图10b～10d)在与诊断计算结果(图8b～8d)比较中,也表现为在定性上较为一致,而定量上有些差别。总体来说,强诊断计算的方法可使密度场(温度和盐度)与风场和地形更好地适配,在大尺度环流结构不受影响的情况下,尽可能消除小尺度噪音,使计算得到的流场更为清晰。

4 结论

本文采用三维海洋有限元模式FEOM在2001年3月26日至4月17日调查资料的基础上,对2001年春季东中国海三维环流状况进行了诊断和强诊断计算,得出以下主要结论：

(1)改进逆方法可以很好地反演研究区域流函数和流量分布,为数值模拟提供优质可靠的开边界条件。

(2)调查数据显示,研究区域表层温度等值线在东海西部以宽大的舌状向北延伸,水平影响范围较大；黄海南部10 ℃等温线向南延伸,呈现出一西北—东南向的冷舌结构；同时在黄海北部存在一暖舌结构指向西北方向。黄海中部有一盐度较高的中心,同时对应着一个高密度中心。在研究区域南部有一盐度高值中心,其西面盐度等值线分布密集,且相对平行于岸线,说明此处海水与沿岸汇入的淡水有较强烈的混合。

(3)通过诊断计算,模拟结果较好地再现了环流的主要特征：春季东中国海环流呈多涡结构,气旋和反气旋涡交错分布；黑潮水由台湾岛东北部反气旋拐弯式入侵至浙闽沿岸50 m等深线附近,形成台湾暖流,随后再反气旋拐弯转向东北,基本沿着50 m等深线一直流动到长江口外50 m等深线转向处后大部分向东流动；黄海沿岸流沿着50 m等深线左右连续扩展至30.6°N附近并入东流的台湾暖流；黄海暖流和黄海沿岸流交汇形成一个弱的气旋涡。浙闽沿岸流没有出现在计算区域,说明其应该在40 m等深线以浅水域。

(4)比较诊断与强诊断两个计算过程的结果,它们在定性上较为一致,在定量上有些差别。相对而言,强诊断计算流速等极值均有所减小,但流的走势和涡的分布等特征没有改变并更为合理。

[1]BAOXian-wen.SimulationandanalysisofthecirculationintheEastChinaSeaanditsdynamicprocess[D].Qingdao:OceanUniversityofChina,2003.

鲍献文.东中国海环流及其相关动力过程的模拟与分析[D].青岛：中国海洋大学,2003.

[2]SUJi-lan.AreviewofcirculationdynamicsofthecoastaloceansnearChina[J].ActaOceanologicaSinica,2001,7(1):1-16.

苏纪兰.中国近海的环流动力机制研究[J].海洋学报,2001,7(1):1-16.

[3]TANGYu-xiang,ZOUE-mei,LIEHeung-Jae,etal.SomefeaturesofcirculationinthesouthernHuanghaiSea[J].ActaOceanologicaSinica,2000,22(1):1-16.

汤毓祥,邹娥梅,李兴宰,等.南黄海环流的若干特征[J].海洋学报,2000,22(1):1-16.

[4]YUANYao-chu,SUJi-lan,ZHAOJing-san.AsinglelayermodelofthecontinentalshelfcirculationintheEastChinaSea[J].ActaOceanologicaSinica,1982,4(1):1-11.

袁耀初,苏纪兰,赵金三.东中国海陆架环流的单层模式[J].海洋学报,1982,4(1):1-11.

[5]WANGWei,SUJi-lan.ApositivepressuremodelofKuroshioandvortexintheYellowSeaandEastChinaSea[J].ActaOceanologicaSinica,1987,9(3)：271-285.

王卫,苏纪兰.黄、东海黑潮流系和涡旋现象的一个正压模式[J].海洋学报,1987,9(3):271-285.

[6]YUANYao-chu,SUJi-yuan,XIASang-yuan.AdiagnosticmodelofsummercirculationonthenorthwestshelfoftheEastChinasea[J].ProgressinOceanography,1986,17(3-4):163-176.

[7]ZHUYao-hua,FANGGuo-hong.Athree-dimensionalpositivepressuremodelofcirculationincontinentalshelfandshallowseaanditsapplicationinBohaiandEastChinaSea[J].ActaOceanologicaSinica,1994,16(6):11-26.

朱耀华,方国洪.陆架和浅海环流的一个三维正压模式及其在渤、黄、东海的应用[J].海洋学报,1994,16(6):11-26.

[8]QIAOFang-li,MasatakaWatanabe,YUANYe-li,etal.NumericalsimulationofthecirculationintheHuanghaiSeaandEastChinaSea[J].JournalofHydrodynamics,1998(2):244-254.

乔方利,渡边正孝,袁业立,等.黄海和东海的环流数值模拟研究[J].水动力学研究与进展,1998(2):244-254.

[9]LIHui-fei,ZHAOBao-ren.NumericalmodelofthecirculationoftheBohaiSeaandYellowSeaandEastChinaSea[J].MarineSciences,2001,25(1):28-32.

李徽翡,赵保仁.渤、黄、东海夏季环流的数值模拟[J].海洋科学,2001,25(1):28-32.

[10]BAIXue-zhi,WANGFan,HUDun-xin.NumericalsimulationoftheseasonalcirculationintheHuanghaiSeaandEastChinaSea[J].StudiaMarinaSinica,2003,45(45):77-83.

白学志,王凡,胡敦欣.东中国海环流及其季节变化的数值模拟[J].海洋科学集刊,2003,45(45):77-83.

[11]LIANZhan,WEIZe-xun,WANGYong-gang,etal.OverviewofnumericalstudiesontheChinaadjacentsea[J].AdvancesinMarineScience,2009,27(2):250-265.

连展,魏泽勋,王永刚,等.中国近海环流数值模拟研究综述[J].海洋科学进展,2009,27(2):250-265.

[12]WANGQ,DANILOVS,SCHRÖTERJ.Finiteelementoceancirculationmodelbasedontriangularprismaticelements,withapplicationinstudyingtheeffectoftopographyrepresentation[J].JournalofGeophysicalResearch:Oceans,2008,113(C5),doi:10.1029/2007JC004482.

[13]WUNSCHC.ThecirculationoftheNorthAtlanticwestof50°Wdeterminedfrominversemethod[J].RevGeophysSpacePhys,1978(16)：587-620.

[14]YUANYao-chu,SUJi-lan,PANZi-qin.VolumeandheattransportsoftheKuroshiointheEastChinaSeain1989[C]//StudyonKuroshioResearch(4).Beijing:ChinaOceanPress,1992:253-264.

袁耀初,苏纪兰,潘子勤.1989年东海黑潮流量与热通量计算[C]//黑潮调查研究论文选(四).北京：海洋出版社,1992:253-264.

[15]PACANOWSKIRC,PHILANDERSGH.Parameterizationofverticalmixinginnumerical-modelsoftropicaloceans[J].JournalofPhysicalOceanography,1981,11(11):1 443-1 451.