中国东部海域潮汐余流特征及其动力分析

陈元杰，程鹏

（1.上海交通大学 海洋学院，上海 200000；2.厦门大学 海洋与地球学院，福建 厦门 361102）

余流指从海流中去掉周期性潮流后水体的剩余部分，形成余流的机制主要有海面上的风力驱动、海水的温盐变化、外界输入和潮汐（Robinson，1983）。其中，潮汐引起的余流即为潮汐余流，潮汐余流的主要机制是非线性底摩擦效应、连续方程中的非线性项和动量方程中的非线性平流项（Tee，1976）。与其他形式余流相比，它的产生机制在长时间尺度下基本不变，始终对余流有所贡献，因此，即使潮汐余流的量级要小于风生余流，但是其对水体长期输运的贡献相比于间歇性且方向不一致的风生余流更加显著（Robinson，1983）。潮汐余流指示着水体的输运和交换路径，对海水中悬浮物质和可溶性物质的输运、稀释及扩散等都起着十分重要的作用，同时，潮汐余流是中国东部海域沿岸流的重要组成部分（赵保仁等，1995a）。

潮汐余流特征及其机制的研究主要集中在河口（Abbott， 1960； Hunt， 2010； Johns， 2010a，2010b；Tee，2010a，2010b）、港 湾（Yanagi，1976；Oonishi，1978）、水下沙脊（Huthnance，1973；Zimmerman，1978a，1978b） 和 狭 窄 水 道（Maddock et al，1978；Pingree et al，1977）等特征地形海域。北半球水下沙脊海域常常发育顺时针的潮汐余环流，例如在北海诺克福海脊（Caston et al，1970）、缅因湾的布朗滩（Smith，2010）和乔治滩（Loder，1980）等都发现存在顺时针绕水下海脊的潮汐余环流。Huthnance（1973） 和Loder（1980）指出，潮流在复杂地形作用下出现的非线性效应，导致了乔治滩海域顺时针环流的形成。Zimmerman（1978a，1978b）从涡量的角度对诺克福海脊顺时针余环流进行了动力分析，认为水下海脊是具有一定坡度的海底地形，绕滩余环流形成的主要原因是科氏效应和底摩擦效应导致潮周期内存在净涡量。海岬是发生强余流涡旋的重要特征地形之一（Maddock et al，1978；Pingree et al，1977；Smith，2010）。海岬处向岸方向水深变浅，摩擦效应在浅水区域作用要强于深水区，使得贴岸的潮流存在摩擦力力矩，并产生涡量。海岬两侧的闭合环线内涡量的运移，在输入和输出上不相等，经过一个潮周期的时间平均后将在海岬两侧产生净涡量，并形成两个互为反向的余流涡旋，海岬顶端潮余流一般指向海（Zimmerman，1981）。

中国东部海域绝大多数海域水深较浅（小于100 m，图1），同时具有岬角、河口、浅滩、港湾等特征地形，其潮汐余流特征一直是研究热点。由于余流量级较小，观测周期较长，实测比较困难，数值模式是一种有效的研究手段。方国洪等（1985）和黄祖柯（1992）最早用二维或三维潮波方程组计算欧拉潮余流，结果显示渤海潮汐余流流速普遍较小，绝大多数海域流速在1 cm/s 以下，渤海内部存在一个很大的顺时针旋转的涡环。梁书秀等（2006）研究发现渤海还存在多个小尺度的余环流涡旋，且沿岸潮汐余流较强且方向无规律。赵保仁等（1995a） 利用二维潮汐、潮流数值模式，计算了渤海、黄海和东海全海区的潮汐、潮流，发现在江苏北部近海存在绕苏北浅滩和长江浅滩流向东海外大陆架的顺时针余流涡旋，山东半岛南岸石岛南部海面存在顺时针潮汐余流，北黄海存在一个大的逆时针方向的潮汐余流，并指出潮汐余流的流动方向与近岸流系的流动方向基本一致。周旭波等（2001）以自适应数值模型计算了整个东中国海三维M2分潮的余流，发现斯托克斯漂流在深水区非常小，在近岸浅水区相当大，这可能是导致拉格朗日潮余流与欧拉潮余流在近岸浅水区分布趋势差别的原因。

前人对中国东部海域潮汐余流形成机制也进行了长时间的研究。梁书秀等（2006）认为地形和海岸线形状是控制渤海沿岸潮汐余流结构的主要因素。Lee 等（1999）指出朝鲜半岛西南沿岸和长江浅滩潮汐余流的形成机制是地形整流作用，长江沿岸30 毅N—34 毅N 的浅水海域的离岸潮汐余流形成机制是地形和平均海平面的梯度差异导致的整流作用。Wu 等（2018）研究表明在地形整流作用下，长江浅滩海域形成一个区域尺度的绕长江浅滩顺时针余环流，平均速度为0.05 m/s。Xuan 等（2016）发现长江浅滩上还存在一些中尺度涡旋，其产生的原因同样是由于水深分布不均引起地形整流作用，并指出这两种不同尺度的余环流对实际平均流贡献率大于50%。林其良等（2015）认为地形茁效应对潮流的整流作用是闽浙沿岸潮汐余流的形成机制。本文运用数值模式的结果计算中国东部海域的潮汐余流，从涡量的角度分析其形成机制，并探讨了其对中国东部海域沉积物分布特征和物质输运的贡献。

1 研究方法

1.1 数值模型

本研究采用区域海洋模式（Regional Ocean Modeling System，ROMS）。ROMS 是三维非线性的斜压模式，具有自由表面，在基于静力假设和Boussinesq 近似下，求解雷诺平均下的Navier-Stokes 方程。ROMS 使用有限差分法作为模式的离散方式。其在水平方向上采用曲线正交的Arakawa C 网格，在垂向上使用跟随地形可伸缩的S 坐标系（Shchepetkin et al，2005）。本文所模拟的中国东部海域的范围为117 毅E—135 毅E，24 毅N—42 毅N，包括渤海、黄海、东海、朝鲜海峡的全部，以及日本海和西北太平洋的部分海域（图1）。模式水平网格数为730 伊438，垂向上均匀分20 层。在中国大陆沿海尤其东海进行了水平上加密。从河口至外海分辨率逐渐降低，长江口附近分辨率可达到1 km，在东开边界分辨率约6 km。模型水深数据来源于两部分，长江口、杭州湾和苏北浅滩海区使用了精度相对较高的数字化海图数据；其他海区使用的是分辨率为1/60毅的ETOPO1 数据。将这两部分水深数据拼接插值到模型的各网格点上，并进行一定的平滑处理。由于本文着重于陆架区域，最小水深取10 m，忽略了近岸区域的干湿变化，有关近岸区域的潮汐余流将在以后的工作中进行深入研究。最大水深为2 000 m，模型计算区域与地形分布如图1所示。全场温盐设为固定值，温度为15 益，盐度为35‰。模式的西、北边界设为闭边界，东、南边界设为开边界。模式自由表面的开边界条件为Chapman（Chapman，1985），外模态的开边界采用Flather 条件引入潮汐强迫（Marchesiello et al，2001；Carter et al，2007）。开边界上的潮汐调和常数采自俄勒冈州立大学的全球潮汐数据库（http：//volkov.oce.orst.edu/tides/），共加入了13 个分潮（M2、S2、N2、K2、K1、O1、P1、Q1、M4、MS4、MN4、MM、MF）。模型内模态的时间步长为120 s，外模态时间步长为6 s。底摩擦为二次底摩擦项，底摩擦系数选择对数流速剖面计算方法。不考虑海洋表面强迫和河流输入的影响，模型由初始的静止状态开始连续积分，模拟时间为2015 年1 月1 日至2 月28 日。模型验证结果表明该模型能够较好地模拟中国东部海域潮汐、潮流动力特征（陈元杰等，2020）。

图1 数值模型的计算区域（黑线）和地形（等值线）分布

1.2 余流的计算方法

潮汐余流广义上被定义为潮周期内的平均速度，欧拉潮余流（下文用欧拉余流代替）指对空间固定点的潮流流速在潮周期上取平均得到的剩余流动，计算公式为：

式中，UT为输运余流，h 为平均水深，浊为水位。

1.3 余流涡量方程

为了研究中国东部海域潮汐欧拉余流的形成机制，本文运用垂向平均的二维涡量方程，从涡量的角度来研究余环流的形成机制。本文参考Robinson（1981）提出的公式：

式中，灼为潮相对涡量，f 为绝对涡量或科氏参数，k 为海底摩擦系数，kB为侧向摩擦系数。等式左边利用潮涡量随体变化率取时间平均来代表潮余流涡量，等式右边将潮汐余流涡量分解为五项，这五项代表潮汐余流涡量产生的机制。其中，项（A）代表局部地形差异或潮汐水位高度波动时，因位涡守恒，流体柱发生向上或向下拉伸或压缩，导致相对涡量的增加和减少，这个过程中主要是科氏力力矩在起作用，下文以科氏效应来代替此过程。项（B）和项（C）均由底摩擦效应引起，项（B）代表水平方向存在流速剪切，且底摩擦是速度的二次项的参数化时，流速梯度产生的涡量。项（C）代表相同的流速和底摩擦，由于水深梯度不同，摩擦垂向分布的差异产生的涡量。项（D）为纯粹的耗散项，代表底摩擦效应对潮涡量的耗散。项（E）代表侧向摩擦引起的涡量耗散。

2 结果

2.1 潮汐余流特征

图2a 是中国东部海域欧拉余流分布图，渤海中部存在一个大尺度的顺时针余环流和一些小尺度余环流，欧拉余流量级总体偏小，流速约为1～3 cm/s。在黄海东部，欧拉余流沿朝鲜半岛西海岸约20 m 等深线北上，在木浦外海、江华湾和西朝鲜湾转向西，发生旋转，形成逆时针余环流，流速约为2～5 cm/s。在黄海西部，苏北放射状沙脊群和长江口外侧的水下三角洲使得南黄海形成水深较浅的苏北浅滩和长江浅滩，浅滩的存在使得附近海域潮汐不对称现象显著，从而导致长江口附近海域成了强欧拉余环流主要分布海域。在浅滩外围存在一支大尺度的绕苏北浅滩和绕长江浅滩余环流，欧拉余流自121 毅E，33 毅N 位置沿苏北沿岸向北流动，至120.5 毅E，34.5 毅N 离岸转向东，进而绕过苏北浅滩和长江浅滩流向东海外大陆架形成顺时针余环流，流速约为2～4 cm/s。在东海，长江口和杭州湾附近大部分海域的欧拉余流量值都在5 cm/s以上，舟山群岛附近欧拉余流量值可达10 cm/s 以上。欧拉余流在长江口附近海域为东北方向，在杭州湾内总体呈现自湾顶流出湾口的特征。长江口和杭州湾及其以东的部分海域存在一些小尺度的余流涡旋，流速约为1～3 cm/s，具有顺时针和逆时针两种涡旋形式。在浙江、福建沿岸，欧拉余流贴岸沿着等深线南下，并有部分欧拉余流在26.5 毅N 和25.6 毅N 附近离岸转向东，形成一个逆时针余流涡旋，流速约为1～2 cm/s。在浙江、福建离岸海域，还存在自台湾海峡北上的欧拉余流，可达杭州湾外侧海域且由南向北流速逐渐减弱。东海南部冲绳海槽附近存在沿150～1 000 m 等深线方向的顺时针欧拉余流，流速约为2～3 cm/s。

图2b 为中国东部海域斯托克斯漂流分布图，斯托克斯漂流与欧拉余流相比，在绝大多数深水海域速度要远小于欧拉余流。在水深较小（50 m 以内）的强潮海域，如朝鲜半岛西侧的西朝鲜湾和江华湾，苏北浅滩和长江浅滩，长江口和杭州湾附近的部分海域，斯托克斯漂流速度强于欧拉余流且方向相反。在黄海南部和东海，斯托克斯漂流大体以西北向进入长江浅滩，并在苏北浅滩附近海域转向西或西南形成逆时针环流，与绕滩欧拉余环流方向相反，流速可达2～6 cm/s，在长江口和杭州湾内流速可达10 cm/s 以上。同样，在朝鲜半岛西海岸的西朝鲜湾和江华湾斯托克斯漂流为东南方向，与贴岸北上的欧拉余流方向相反，西朝鲜湾流速可达6 cm/s，江华湾可达10 cm/s。

拉格朗日余流为欧拉余流和斯托克斯漂流之和，由于斯托克斯漂流在绝大多数深水海域的量值要远小于欧拉余流，所以拉格朗日余流的分布特征与欧拉余流的差异主要在水深较浅的强潮流海域，如长江浅滩内北向或西北向的拉格朗日余流与欧拉余流流向相反，其速度方向是由西北向的斯托克斯漂流和东南向的欧拉余流共同作用导致的，在朝鲜半岛沿岸拉格朗日余流同样具有该特征。

图2d 是中国东部海域输运余流分布图，从公式（5）中可以看出，输运余流是在欧拉余流上叠加了〈浊〉/h。在水深较大的海域，水位浊远小于水深h，输运余流分布特征和欧拉余流基本一致。在水深较浅（50 m 以浅）的强潮海域，水位浊相较于水深h 不再可以忽略，输运余流和欧拉余流分布特征有较大差异。输运余流和拉格朗日余流分布特征更接近，特别是在近岸海域。需要注意的是输运余流与拉格朗日余流虽然相似，但两者的物理意义并不相同（Zimmerman，1979）。

2.2 潮余涡动力

中国东部海域潮余涡量的分布如图3 所示。图3d 为总的平均涡量，在水深梯度较大且相对较浅的近岸强潮流海区，潮汐余流涡量的绝对值较大，且与图2a 所显示的欧拉余环流海区存在很好的对应关系，顺时针欧拉余环流海域多为负涡量，逆时针欧拉余环流海域多为正涡量。这些特征明显的海域主要分布在朝鲜半岛西海岸的西朝鲜湾和江华湾、苏北浅滩、长江口和杭州湾沿岸和外部海区，浙江福建沿岸海区。

对于陆架宽阔，沿岸地形变化剧烈的中国东部海域，欧拉余流的形成机制主要为科氏效应（项A）和底摩擦效应（项B 和C），其中底摩擦效应又可以分为由流速剪切导致的摩擦效应（项B）和由水深梯度导致的摩擦效应（项C）。科氏效应主要表现为潮流从深水区流入浅水区时科氏力力矩为负，潮流发生顺时针旋转，潮流从浅水区流入深水区时科氏力力矩为正，潮流发生逆时针旋转。底摩擦效应主要表现为当潮流椭圆主轴与等深线顺时针成锐角，潮流从深水区流向浅水区时，底摩擦力矩为正，发生逆时针旋转；潮流从浅水区流向深水区时，底摩擦力矩为负，发生顺时针旋转。当潮流椭圆主轴与等深线逆时针成锐角，潮流从深水流向浅水区时，底摩擦力矩为负，发生顺时针旋转；潮流从浅水区流向深水区时，底摩擦力矩为正，发生逆时针旋转（Robinson，1983）。为了研究中国东部海域潮流主轴与等深线夹角的关系，本文给出了M2分潮潮流椭圆图（图4）。

结合图3d 和图2a 来看，朝鲜半岛西海岸的西朝鲜湾和江华湾为涡量高值区，湾口平均涡量为正，湾口存在逆时针的欧拉余环流。科氏效应（项A）和摩擦效应（项C）是湾口逆时针欧拉余环流形成的主要机制，如图3 所示。在西朝鲜湾和江华湾湾口的M2潮流椭圆短半轴极小，长半轴较大，可近似视为流速较大的往复流，如图4 所示。潮流椭圆的主轴与20 m 等深线逆时针成锐角，摩擦效应（项C）与科氏效应（项A）作用效果一致。湾口水深较深，湾顶较浅，涨潮时，潮流流入湾顶，由于科氏力和摩擦力作用，带入负涡量。落潮时潮流流出湾口带出正涡量，在潮周期时间平均内，湾顶浅水区的涡量为负，存在顺时针涡旋，湾口深水区涡量为正，存在逆时针涡旋，这样产生了沿着等深线的余流，顺着余流方向浅水区域在其右侧（Robinson，1983；Zimmerman，1981）。

苏北浅滩和长江浅滩海域平均涡量较高，如图3d 所示，与其涡量相对应的区域分别存在大尺度的绕苏北浅滩和绕长江浅滩的顺时针潮余环流。对比图3，科氏效应（项A）和摩擦效应（项B、项C）是绕苏北浅滩和绕长江浅滩潮余环流形成的主要机制。苏北浅滩外侧的潮流椭圆主轴与20 m 等深线逆时针成锐角，长江浅滩外侧的潮流椭圆主轴和50 m 等深线同样逆时针成锐角，科氏效应和摩擦效应作用效果一致，如图4 所示。涨潮时潮流流入浅滩带入负涡量，流出浅滩带出正涡量，落潮时涡量转移相同。使得在一个潮周期时间平均内，浅滩上方平均涡量为负，会形成一个绕浅滩的顺时针余环流，顺着余流方向，浅水区域在其右侧，与Robinson（1983）和Zimmerman（1981）对水下沙坝特征地形下得到的潮汐余流研究结果一致。在东海南部的冲绳海槽海域，具有明显的带状潮汐余流分布，形成顺时针潮汐余环流，其产生机制与绕滩顺时针余环流一致。除了绕苏北浅滩的余环流外，苏北浅滩内部水下沙脊和槽谷相间分布，使得苏北浅滩上还存在多个小尺度余环流。由图3d 可见，苏北浅滩内正涡量和负涡量相间分布，科氏效应和摩擦效应的共同作用使得沿着沙脊多发育顺时针的涡流，深槽多发育逆时针涡流（林国尧 等，2017）。长江口和杭州湾及其以东的部分海区存在众多小尺度的余流涡旋，通过与等深线对比发现，水深相对较深的地方发育正涡量，形成逆时针的余环流，而水深相对较浅的地方发育负涡量，形成顺时针余环流，并且顺着余流方向，浅水区域在其右侧。同样，科氏效应与摩擦效应一致，表明这些小尺度的余流涡旋形成的主要机制为局部地形差异或潮汐水位高度波动时，流体柱发生的向上拉伸或向下压缩和摩擦效应作用下浅（深）水区域存在的顺（逆）时针潮汐余流涡旋。

杭州湾南部沿岸存在一个东北方向为主体的小尺度顺时针余流涡旋，如图2a 所示。潮流椭圆的主轴和20 m 等深线顺时针成锐角，如图4 所示，摩擦效应与科氏效应作用相反，摩擦效应占绝对优势，对比图3，由水深梯度导致的摩擦效应（项C）为小尺度离岸涡旋的主要机制。沿岸水深较浅，涨潮时，摩擦力扭矩为正，科氏力力矩为负，落潮时则相反（Zimmerman，1978b）。摩擦力相较于科氏力占绝对优势，摩擦力矩决定了总力矩。使得向岸涨潮时，总的扭矩为正，产生一个正的涡量，离岸落潮时，总的扭矩为负，产生一个负的涡量。在一个潮周期平均内存在沿着等深线北向或者东北向的余流，顺着余流方向浅水区域在其左侧。

闽浙沿岸的余流分布如图2a 所示，北部存在1 个顺时针余环流，中部存在1 个逆时针余环流，南部离岸海域存在自台湾海峡沿等深线北上的余流，近台湾岛西侧有指向东北形成绕岛的分支，与林其良等（2015）对闽浙沿岸潮余流的空间变化的研究结果一致。由图4 可见，闽浙沿岸西南向潮流椭圆，从顺时针旋转变成逆时针旋转，同时长半轴发生逆时针旋转，潮流椭圆的长半轴和等深线从顺时针成锐角变成逆时针成锐角。从涡量的角度来看，由图3c 可见，北部顺时针余环流的形成机制为由水深梯度导致的摩擦效应（项C），潮流椭圆长轴与等深线顺时针成锐角，欧拉余流沿等深线方向，深水区在其右侧；中部潮汐余流贴岸南下形成逆时针余环流，由图3 可见，其形成机制为科氏效应（项A）和由水深梯度导致的摩擦效应（项C），潮流椭圆与等深线逆时针成锐角，科氏效应与摩擦效应一致，欧拉余流沿等深线方向，深水区在其左侧。台湾海峡中部水深较深，向台湾岛西海岸逐渐变浅。在台湾海峡内，潮流椭圆与等深线逆时针成锐角，科氏效应和摩擦效应作用效果一致，形成沿等深线东北向的余流，顺着余流方向，浅水区域在其右侧，与Shen 等（2017）实际观测结果一致。

3 讨论

3.1 斯托克斯漂流空间分布的影响因素

将深度积分的连续方程带入公式（3）和公式（4），且假设水位浊远小于水深h，斯托克斯漂流速度可转变为如下形式（Longuet-Higgins，1969）：

US1以西北方向流入长江浅滩和苏北浅滩，同时存在一支沿朝鲜半岛沿岸北向或东北向流。在水深50 m 以浅海域，流速较大，约为2～3 cm/s，部分海域可达6 cm/s 以上。US2分量在流速梯度较大的部分海域量级较大，尤其在长江口和杭州湾近岸海域较为显著，最大可达3 cm/s 以上，苏北沿岸至长江口和杭州湾沿岸海域US2分量总体上具有沿岸南下的趋势。在朝鲜半岛西海岸，US2分量仅在岸线或岛屿周围量值较大，且方向不一致。与斯托克斯漂流速度的分布相比较（图2b），长江口附近的海域的斯托克斯漂流速度主要由US1决定。

由于US1由深度平均的流速与水位的协方差决定，将进一步通过调和分析来探讨控制这一协方差的因素，具体做法是将正东和正北的深度平均流速旋转到潮流椭圆长半轴和短半轴上，取长半轴方向的速度进行调和分析，得到各分潮的调和常数，由于中国东部海域的潮汐主要由以M2和S2为代表的半日潮控制，将流速和水位视为频率相同的余弦波，取M2和S2分潮来计算US1分量，公式如下：

式中，u0为潮流椭圆长轴方向上的流速，U0为u0的振幅，渍u0为流速的初相。浊为水位，浊0为水位的振幅，渍浊为水位的初相，棕为频率。由上式可见，US1取决于流速与水位两者振幅的积与两者的相位差。

图5 斯托克斯漂流US1（a）分量和US2（b）分量的分布特征

图3 潮流作用下涡量分解图

3.2 潮汐余流对中国东部海域海流的贡献

中国东部海域的海流主要来自黑潮及其分支（台湾暖流、黄海暖流）和中国沿岸流两个系统。沿岸流主要由潮汐余流、热盐环流、风生环流以及河口径流组成，中国东部海域的沿岸流主要有渤海沿岸流、苏北沿岸流、黄海沿岸流、朝鲜半岛沿岸流，以及东海沿岸流，且潮汐余流在许多海域的流动方向同已知的沿岸流系的流动方向基本一致（赵保仁等，1995a），是沿岸流系的重要组成部分（如图7 所示）。输运余流可以更加清楚地反映水体输运方向，所以本文选取输运余流来讨论潮余流对沿岸流的贡献。

图7 中国东部海域沿岸流系、输运余流和细颗粒沉积物分布示意图

在黄海沿岸，黄海沿岸流沿山东半岛北岸东流，在成山角附近转向南或西南流动，绕过成山角后，大致沿海州湾外海40～50 m 等深线的走向南下，而在33毅N—32毅N 附近流向东南，其前锋可达30毅N 附近。黄海沿岸流的路径较稳定，保持终年不变，在成山角以南海区，流幅较宽，流速一般为10 cm/s 左右（苏纪兰，2005；苏育嵩，1986；Zang et al，2003）。黄海沿岸流转向东南后与东南向的绕苏北浅滩和绕长江浅滩的输运余流位置和方向基本一致，输运余流流速平均为2～4 m/s，输运余流对黄海沿岸流的贡献率约为20%～40%。由于苏北沿岸海域地形复杂、潮流强劲，苏北沿岸流（SWC）观测数据获取较为困难，且不同时间和不同位置观测到的流速量级并不一致，但学者们一致认为潮汐对于苏北沿岸海域水体输运的影响是最为重要的，季风仅仅是改变了水体输运速度的大小，并没有改变水体的整体输运规律（朱平等，2018；Wu et al，2018）。夏季苏北沿岸流沿岸北上，从南至北流速减弱，苏北浅滩附近流速约为10 cm/s（朱平等，2018），至废黄河口附近海域流速约为3～4 cm/s （刘志亮等，2009），由图2a 可见，苏北沿岸的输运余流在长江口至苏北浅滩附近流速约为5～8 cm/s，往北流速约为3～5 cm/s，在苏北浅滩附近贡献率可达50%～80%，往北至废黄河口沿岸贡献率最高可达100%。Wu 等（2018）通过观测和模拟发现，即使在冬季强北风气象条件下，绝大多数时间苏北沿岸流依然为沿岸北上，只有在小潮期间短暂的两天，沿岸流方向才与风向一致，为向南流动。观测结果显示，在长江口沿岸北向的沿岸流流速约为3 cm/s，北风引起的南向流动约为输运余流的50%。朝鲜半岛沿岸流沿40～50 m 等深线的走向，流向随季节变化，夏季为一支北向流（汤毓祥 等，1999），流速约为10 cm/s （Bian et al，2013），冬季至初春南下至34 毅N 附近海域，流速从北向南递增，平均约为20 cm/s （Bian et al，2013）。朝鲜半岛西海岸的输运余流贴岸北上，平均流速约为3～4 cm/s，夏季对朝鲜半岛沿岸流的贡献可达30%～40%。在冬季，输运余流对北风导致的沿岸流抑制率为13%（抑制率=输运余流/（沿岸流垣输运余流））。

图6 分量（a，c）和cos（渍浊-渍u）分量（b，d）分布图

在东海沿岸，冬季受强劲北风影响，闽浙沿岸流沿岸南下，长江口、杭州湾一带流速较大，表层流速为20 cm/s，在闽浙沿岸较小，仅为10 cm/s 左右（苏纪兰，2005）。夏季季风转为偏南风，闽浙沿岸流流向变为东北，流速约为10～20 cm/s（苏纪兰，2005）。闽浙沿岸的输运余流贴岸南下流速约为3 cm/s，在冬季，对闽浙沿岸流的贡献率约为30%；在夏季，输运余流抑制了闽浙沿岸流的北上，对季风导致的沿岸流抑制率为13%～23%。自台湾海峡北上的输运余流与台湾暖流方向一致，台湾暖流的平均流速可达14 cm/s （Guan et al，2006），输运余流有北强南弱的特征，对台湾暖流的贡献率约为10%。“东海黑潮”是指经台湾与石垣岛之间水道进入东海而从吐噶喇海峡和大隅海峡流出东海的这一段，东海黑潮的流轴比较稳定，流向为东北方向，平均流速约为1 m/s（赵瑞祥，2013）。由图2a 可见，冲绳海槽的输运余流流速约为2～3 cm/s，位置和东海黑潮基本一致但流向相反。由于冲绳海槽输运余流常年稳定存在，对“东海黑潮”存在一定抑制作用，抑制率约为2%～3%。

3.3 潮汐余流对沉积物输运的影响

中国东部海域沉积物输运和分布的研究已有很多，前人研究表明，陆源细颗粒沉积物主要来源于黄河、废黄河口和长江（Bian et al，2013），沉积的主要区域有黄海中部的泥块（33.5毅N—36.5毅N）（Hu，1984；Park et al，1992；Shou et al，2003）、济州岛西南泥块（Bian et al，2010；Milliman et al，1985b；Yuan et al，2008；Milliman et al，1989）、浙江、福建沿岸泥块（Milliman et al，1989）和冲绳海槽泥块（Yuan et al，2008；王佳泽等，2013；Milliman et al，1989）。在中国东部海域，沿岸流系是（陆源）河口沉积物输运至外海的最主要机制，潮汐余流是沿岸流系的重要组成部分，虽然量级不大，但是其长时间稳定的输运是沉积物输运体系的重 要 途 径（Larsen et al，1985；Milliman et al，1985a；Yanagi et al，1995）。输运余流直接反映水体体积通量，所以本文选择输运余流作为指示沉积物输运的参考。

由图2b 可见，苏北沿岸输运余流沿岸北上，将长江口的沉积物向北输运至33.5 毅N 附近，而后离岸转向东，与黄海沿岸流汇合，黄海沿岸流将长江口和废黄河口的沉积物向东南输运至济州岛西南沿岸。冬季黄海暖流量级较大，沿黄海中部北上，将黄海沿岸流输运的沉积物携带至黄海中部，形成黄海中部泥块。通过对南黄海的黏土矿物、稀土元素和地球化学样品分析，发现黄海中部的大量沉积物来自长江口（Cai et al，2003；Lan et al，2007；蓝先洪 等，2009；Wang et al，2001）。Bian 等（2013）利用ROMS 模式对陆源沉积物输运进行模拟，模式结果表明：冬季废黄河口的沉积物在黄海沿岸流和黄海暖流的共同作用下，可以被输运到南黄海中部的黄海槽，形成黄海泥块。Dong 等（2011）利用海洋观测数据，同样表明悬浮物（悬浮沉积物）从苏北海岸和黄海海槽南部入口处输送到黄海中部。作为黄海沿岸流的另一重要组成部分，绕长江浅滩的大尺度输运余流将长江口和废黄河口的沉积物常年稳定地向济州岛西南沿岸输运，这与前人（Bian et al，2010；Milliman et al，1985b；Yuan et al，2008；Milliman et al，1989）观测得出的结论一致。Yanagi 等（1995） 利用物质追踪模式，同样发现黄海中部和济州岛西南部的沉积物来源于废黄河口和长江。同时，长江浅滩的小尺度涡旋将长江口水体离岸向东输运，对绕长江浅滩余流输运进行了补充（Xuan et al，2016）。

闽浙沿岸的输运余流常年贴岸南下，在冬、春季与沿岸流流向一致，使得长江的陆源细颗粒沉积物向南输运形成浙江、福建沿岸的泥块。并且来自台湾海峡北向的潮汐余流与台湾暖流流向一致，在一定程度上阻挡了闽浙沿岸沉积物向外海的输运（Milliman et al，1986，1989；Guo et al，2002；Liu et al，2007；Yuan et al，2008；Xu et al，2012）。冲绳海槽附近的输运余流为西南向，与绕长江浅滩输运余流和黄海沿岸流，将长江和废黄河口的陆源沉积物输运至冲绳海槽。与前人研究发现冲绳海槽的沉积物来源相符（Katayama et al，2003）。

4 结论

本文通过数值模拟，计算了中国东部海域的潮汐余流和潮余涡量，分析了余流特征，从涡量的角度解释了欧拉余环流的形成机制，并探讨了输运余流和沿岸流流系的关系以及其对沉积物输运的影响。主要结论如下：

（1） 中国东部海域的潮汐欧拉余流在朝鲜半岛沿岸、苏北浅滩、长江浅滩，以及闽浙沿岸和冲绳海槽附近海域量级较大，且存在明显的余流涡旋。在水深较浅的强潮海域，斯托克斯漂流分量与欧拉余流量级相当，方向大致相反。拉格朗日余流在深水区与欧拉余流相近，在浅水区由欧拉余流和斯托克斯漂流共同决定。输运余流为〈浊〉/h 分量和欧拉余流矢量之和，输运余流和拉格朗日余流分布特征更接近，特别是在近岸海域，但两者的物理意义并不相同。

（2）对于欧拉余流，朝鲜半岛的江华湾和西朝鲜湾存在逆时针余环流，其机制为科氏效应和水深梯度导致的摩擦效应；苏北浅滩和长江浅滩附近海域存在顺时针绕滩余环流，其机制为科氏效应与摩擦效应（流速剪切导致的摩擦效应和水深梯度导致的摩擦效应）；杭州湾南部沿岸存在离岸的小尺度顺时针余流涡旋，水深梯度导致的摩擦效应为其主要机制；长江口和杭州湾及其以东的部分海域存在众多小尺度的余流涡旋，其机制主要为科氏效应；闽浙沿岸的余流涡旋，北部顺时针余环流的形成机制为水深梯度导致的摩擦效应，中部逆时针余环流的形成机制为科氏效应和水深梯度导致的摩擦效应，南部自台湾海峡北上的欧拉余流形成机制为水深梯度导致的摩擦效应。

（3）潮汐余流常年稳定存在，且在许多海域流动方向同已知的沿岸流系的流动方向基本一致。输运余流对黄海沿岸流的贡献率约为20%～40%，对台湾暖流的贡献率约为10%，对“东海黑潮”存在一定抑制作用，抑制率约为2%～3%。在夏季，输运余流对苏北沿岸流的贡献率超过50%，对朝鲜半岛沿岸流的贡献可达30%～40%，对闽浙沿岸由季风导致的沿岸流抑制率为13%～23%。在冬季，由北风引起的苏北沿岸流约为输运余流的50%，输运余流在朝鲜半岛沿岸对由北风导致的沿岸流抑制率为13%，对闽浙沿岸流的贡献率约为30%。输运余流是中国东部海域沿岸流的重要组成部分，对近岸陆源沉积物输运和沉积物分布具有决定性作用。