韓 冰，陳學恩，趙 健

（中國海洋大學海洋環(huán)境學院，山東 青島266100）

呂宋海峽位于臺灣島和呂宋島之間，南北平均寬度約185km，水深大都在2 000～4 500m。其西側為南海，東側是一支強大的西邊界流——黑潮。黑潮發(fā)源于北赤道海域，具有高溫高鹽特性，通過呂宋海峽對南海產生著很大的影響［1－3］。南海處于東亞季風影響之下，具有特殊的季風氣候，夏季季風一般于5月中旬爆發(fā)，西南季風最早在南海南部及中部形成，并在6月份迅速擴展至整個南海，但在南海北部風向較偏南。9月份東北季風開始出現(xiàn)在南海北部，10月擴展至南海中部，至11月遍及全南海，到4月冬季季風逐漸消失［4］。黑潮也存在著季節(jié)性變化，因此，呂宋海峽附近流場的變化備受關注。

關于黑潮與南海在呂宋海峽的水交換有很多不同的觀點，早期研究中，Chu［5］認為黑潮在呂宋海峽南端進入南海又從北部繞出南海，郭鐘信等［6］認為黑潮有一個支流進入南海，李立等［7］提出了“黑潮南海流套”的概念，并于1994年9月在南海北部的海洋調查中發(fā)現(xiàn)從黑潮分離出來的反氣旋渦旋結構。最近的研究表明，黑潮有時并未直接進入南海，而只是流經呂宋海峽附近，如管秉賢和Shaw等［8－9］認為，黑潮在夏季并不入侵南海。通過數(shù)值模擬研究呂宋海峽水交換的工作，如 Metzger［10］等認為，分辨率低于1／16（°）的模式難以刻畫呂宋海峽地形，黑潮會以繞流形式繞入南海，高于1／16（°）時，黑潮則只流經呂宋海峽；Su［11］則指出黑潮與南海的水交換是以反氣旋中尺度渦的形式或亞中尺度渦的形式通過呂宋海峽與南海進行水交換的。

由于呂宋海峽現(xiàn)場調查觀測數(shù)據(jù)較少，數(shù)值模擬近年來已成為研究呂宋海峽環(huán)流結構的主要研究手段。本文正是利用海洋模式HYCOM［12］，在模擬全球海洋環(huán)流的基礎上，對西北太平洋進行高分辨率嵌套模擬，以著重研究呂宋海峽海域流場的季節(jié)性變化。

1 數(shù)值模式的簡介和模式設置

HYCOM（Hybrid Coordinate Ocean Model）海洋模式的垂向坐標可同時使用z平面坐標，跟隨地形sigma坐標和等密度面坐標［12］：在開闊的分層海洋里，模式的垂向坐標采用等密度面分層；在分層較弱的上混合層，等密度面分層平滑地轉為z坐標分層；在淺水區(qū)，等密度面坐標平滑的轉為sigma坐標；在岸邊非常淺的水域又變成z坐標?；旌洗瓜蜃鴺耸笻YCOM適用于大洋和近海各種地形并存的海洋環(huán)流數(shù)值模擬。為解決上混合層和層化相對較弱區(qū)域的跨等密度面混和問題，HYCOM 模式提供了包括 K－Profile Parameterization混 合 模 型［13－17］，動 力 學 不 穩(wěn) 定 模 型，Mellor－Yamada的2.5階湍封閉和Kraus－Turner模型在內的若干種垂直混合模型。本文采用了半隱式的KPP參數(shù)化方案，它能夠在垂向上提供全水深混合，表面混合層主要考慮風驅混合和表面浮力通量，在海洋內部則計入了背景內波破碎、剪切不穩(wěn)定所致混合和雙擴散的影響。

為更好地刻畫西北太平洋區(qū)域的環(huán)流場，本文采用了大小區(qū)單向嵌套模擬技術，通過全球模式為西北太平洋模式提供邊界輸入，以考慮全球風應力旋度和外洋信號等遙強迫。因為關注的是呂宋海峽區(qū)域，全球模式的計算范圍取為180°E～180°W，60°S～43°N；西北太平洋模式的范圍取為99°E～133°E，7°S～41°N。大小區(qū)模式垂向采用相同的22層分層，最小水深設為10m，底地形選自ETOP05數(shù)據(jù)，水平方向均采用標準的墨卡托坐標，分辨率分別為1（°）×1（°）P×cosθ（θ是緯度）和1／4（°）×1／4（°）×cosθ（θ是緯度）。22層采用海表參考壓強的目標位密值為19.50，20.25，21.00，21.75，22.50，23.25，24.00，24.70，25.28，25.77，26.18，26.52，26.80，27.03，27.22，27.38，27.52，27.64，27.74，27.82，27.88，27.94。

1.1 全球模式配置

全球模式初始溫鹽場采用Levitus94［18－19］多年月平均數(shù)據(jù)的1月份溫鹽場，風場強迫和熱力學強迫場采用 COADS（the Comprehensive Ocean－Atmosphere Data Set）［20］氣候態(tài)數(shù)據(jù)，其中風強迫包括月平均的經向和緯向的風應力、風速，熱力學強迫包括表層氣溫、表層大氣的比濕、凈短波輻射、凈長波輻射、降水等。南北邊界采用了10個網(wǎng)格的緩沖，將開邊界的溫度、鹽度松弛到Levitus的氣候態(tài)值，松弛時間從10d增加到120d；海表采用了鹽度松弛和溫度松弛。全球模式積分了20年，保存各種海洋模擬參數(shù)用于驅動西北太平洋模式。

1.2 西北太平洋模式配置

圖1 西北太平洋模式計算區(qū)域地形圖Fig.1 The computational area of the Northwest Pacific Ocean model

西北太平洋模式的計算區(qū)域見圖1，在計算區(qū)域內，對地形進行了一定的處理。首先，為確保計算區(qū)域為連通區(qū)域，一個是將大陸上的湖泊處理成陸地。另一個是將區(qū)域的西南角與內部區(qū)域不相連接的部分處理成陸地。其次，在西邊界上封閉馬六甲海峽。因為馬六甲海峽水深比較淺，通過的流量不大，封閉該海峽不會對計算結果產生明顯的影響。這些處理是必要的，因為邊界附近的不連通區(qū)域會影響整個區(qū)域的流量平，甚至會引起模式計算的發(fā)散。

西北太平洋模式的初始場采用了全球模式第20個積分年1月份的輸出資料，確保模式更快地達到穩(wěn)定態(tài)。風場強迫和熱力學強迫場仍然采用COADS氣候態(tài)數(shù)據(jù)，風強迫包括月平均的經向和緯向的風應力、風速，熱力學強迫包括表層氣溫、表層大氣的比濕、凈短波輻射、凈長波輻射、降水等。西北太平洋模式開邊界流場及溫鹽場取自全球模式第20個積分年的輸出資料，在積分過程中，每3天從大區(qū)模式中獲取一次數(shù)據(jù)，周而復始地對模式進行為期12個月的循環(huán)模擬，共運行4年。由于模式以氣候態(tài)周期性邊界條件驅動，當模式進入積分穩(wěn)定態(tài)后，整個區(qū)域內的動能之和應達到1個相對穩(wěn)定的周期性的變化，相鄰2個時間步的動能變化應該趨向于1個較穩(wěn)定的值。

圖2是西北太平洋區(qū)域平均動能的變化曲線。由圖可知，平均動能的變化量在模式運行的前幾個月內變化比較大，平均動能快速達到最小值，隨后進入1個調整期，變幅趨小，積分2a后模式平均動能的變化量已經很小，可以認為模式已經穩(wěn)定。

圖2 西北太平洋區(qū)域平均動能的變化Fig.2 The variation of the average kinetic energy in the Northwest Pacific Ocean area

2 模式結果驗證

2.1 全球模式的結果

圖3和4是全球模式第20個模式積分年結果所得的西北太平洋區(qū)域3和9月份的10m層流場分布，從圖中可以看出西北太平洋區(qū)域的主要海流特征如黑潮等基本上比較明顯的模擬出來，并且也能看出主要海流的變化特征。這為西北太平洋更高分辨率的模擬提供了很好的邊界條件。下面就基于西北太平洋模式第4個模式積分年的結果來驗證、分析和討論。

圖3 全球模式模擬結果給出的西北太平洋區(qū)域3月份流場（10m）Fig.3 The horizontal flow field in the Northwest Pacific Ocean area in March from the results of the Global Ocean model（10m）

圖4 全球模式模擬結果給出的西北太平洋區(qū)域9月份流場（10m）Fig.4 The horizontal flow field in the Northwest Pacific Ocean area in September from the results of the Global Ocean model（10m）

2.2 黑潮流型

圖5 給出了西北太平洋模式春夏秋冬4個季節(jié)黑潮流型的模擬結果。如圖5中所示，黑潮發(fā)源于北赤道流延續(xù)體，其沿菲律賓群島，呂宋海峽及臺灣島向北，然后在25°N附近形成反氣旋式彎曲并轉向東北，在東海內其沿陸架外緣和陸坡之間流動，到達日本南岸后轉向東，離開日本后成為黑潮延續(xù)體。

圖5 西北太平洋區(qū)域的流場（10m）Fig.5 The horizontal flow field in the Northwest Pacific Ocean area（10m）

從圖5可分析黑潮的季節(jié)變化，春夏2季黑潮非常強，流量大，而在秋冬兩季黑潮偏弱，這與前人的論述吻合［15－16］。黑潮強度的這種變化與東亞季風存在著一定關系，春末夏初南海開始盛行西南季風，增強了黑潮在中國近海的強度，而在冬秋兩季盛行的東北季風則減弱了黑潮的強度，可見模擬所得的黑潮季節(jié)變化是合理的。

2.3 PN斷面流速分布

PN斷面位于沖永良部島西北，橫切東海黑潮主干，跨越沖繩海槽、大陸坡和大陸架，這一斷面大體上位于黑潮所流經東海的中央地段，與緯線成37°交角。從1972年5月起至今，日本長崎海洋氣象臺就做定期觀測，每年實施春、夏、秋、冬4季觀測。本文采用的PN斷面流場結構來源于劉勇剛等［15］利用日本“長風丸”調查船1992年航次以及“凌風丸”調查船9201航次獲取的水文資料。

夏季模擬結果在PN斷面黑潮有1個流核，流核靠近陸架坡折（見圖6a）。200m以淺水層流速都大于1.0cm／s，最大流速靠近表層，為1.68，0.2m／s流速可達700m處。模擬結果跟實際觀測（見圖6b）的流結構基本相似，但模擬的最大流速值1.68m／s比實際觀測到的最大流速1.55m／s略大。鑒于本文的數(shù)值模擬是基于氣候態(tài)的海表通量場，上述結果可以接受。

圖6 a夏季PN斷面流速分布（模式結果）Fig.6 a The Summer flow field at Section PN （model results）

圖7 a冬季PN斷面流速分布（模式結果）Fig.7 a The Winter flow field at Section PN （model results）

圖6 b 1992年夏季PN斷面流速分布（觀測結果）Fig.6 b The Summer flow field at Section PN in 1992（observation results）

圖7 b 1992年冬季PN斷面流速分布（觀測結果）Fig.7 b The Winter flow field at Section PN in 1992（observation results）

冬季模式結果跟實際觀測相似（見圖7），黑潮流核靠近陸架坡折處，在200m以淺，流速都大于0.8m／s。黑潮的厚度比實際觀測略厚。流核的最大流速為1.53m／s，而實際觀測到的最大流速為1.58m／s。鑒于本文的數(shù)值模擬是基于氣候態(tài)的海表通量場，上述結果也可以接受。

在夏冬2個季節(jié)，模式對黑潮在PN斷面的流速結構和流核位置模擬較準確，夏天黑潮的強度比冬天大，并且最大流速與實測相差無幾。由于數(shù)值模式的精度和驗證數(shù)據(jù)獲取的時間差異，模擬所得的黑潮流軸要比實際略寬。

3 呂宋海峽附近流場結構分析

圖8 呂宋海峽附近的流場（10m）Fig.8 The horizontal flow field in the area of Luzon Strait（10m）

從圖8呂宋海峽海域10m層的流場分布圖可以看出，春季，在呂宋海峽處形成了1個明顯的氣旋渦，黑潮水通過這個氣旋又回到了原來的流軸上。這個氣旋渦在夏秋2個季節(jié)西移。冬季，在21°N，119°E處形成1個反氣旋渦，在反氣旋渦的北部一部分回到黑潮主軸上去，一部分通過臺灣海峽流出去，這個渦旋在春季依稀可見但是強度減弱了很多。從120.75°E呂宋海峽口處看，一年四季在呂宋海峽中部都有黑潮水入侵，北部有南海水的流出，夏秋2季不太明顯，但冬季最為明顯，其在南海北部形成了流套，黑潮水從呂宋海峽中部流入，在呂宋海峽北部又流了出去。在呂宋海峽南部，春夏秋3季，都是南海水流入到太平洋中，在冬季則是黑潮水流入到南海中。

從呂宋海峽海域50和100m層流場分布圖可以看出（見圖9、10），其與10m層流場分布相似，這說明呂宋海峽處的流場在10～100m深度處分布基本一致。從圖10中更能看出冬季南海北部形成了1個流套，在夏秋兩季黑潮入侵都不太明顯。

從呂宋海峽海域500m層的流場分布圖可以看出（見圖11），它與10～100m流場有明顯不同。春夏秋冬4個季節(jié)在這個深度處黑潮對南海都沒有明顯的入侵，且在呂宋海峽北部，南海的海流都從南海向太平洋流去。在500m深度處，最明顯的海流是南海暖流的存在。其從116°E的東邊，沿著20°N一直往東傳，到117.5°E處轉向東北方向傳播，再到21°N～22°N處東傳，穿過呂宋海峽，一直進入到西北太平洋。從圖中可發(fā)現(xiàn)，南海暖流終年存在，之前國家海洋局南海分局于1975—1984年間在南海北部陸架鄰近海域開展了10年水文斷面調查，溫、鹽度及重力勢資料分析表明，南海暖流終年存在［17］。

800m層流場表明（見圖12），南海暖流在這個深度已經消失，春夏2季黑潮主要通過呂宋海峽的南部和中部進入南海，北部則南海水流出海峽。而在秋冬2季也主要是黑潮水進入到南海之中，但在這個深度流場流速已經很小，僅有10cm／s左右。1 000m層（見圖13）流場表明，黑潮主要通過呂宋海峽的中部入侵南海，并且形成了微弱的南海分支流，其方向是沿著西南方向。在800～1 000m處主要是黑潮水流入南海。

圖9 呂宋海峽附近的流場（50m）Fig.9 The horizontal flow field in the area of Luzon Strait（50m）

圖10 呂宋海峽附近的流場（100m）Fig.10 The horizontal flow field in the area of Luzon Strait（100m）

圖11 呂宋海峽附近的流場（500m）Fig.11 The horizontal flow field in the area of Luzon Strait（500m）

圖12 呂宋海峽附近的流場（800m）Fig.12 The horizontal flow field in the area of Luzon Strait（800m）

圖13 呂宋海峽附近的流場（1 000m）Fig.13 The horizontal flow field in the area of Luzon Strait（1 000m）

4 結論

本文首先利用HYCOM海洋模式對全球海洋環(huán)流進行數(shù)值模擬，獲取穩(wěn)定的全球環(huán)流數(shù)據(jù)資料，然后通過單向嵌套技術，模擬西北太平洋的流場，在此基礎上，著重研究和分析了呂宋海峽處的流場結構及其季節(jié)性變化。主要結果歸納如下：

（1）很好地再現(xiàn)了黑潮的流型變化，春夏2季黑潮非常強，流量大，秋冬2季黑潮則明顯偏弱。通過對著名代表性PN斷面觀測的對照，表明考慮了全球環(huán)流影響的西北太平洋模式成功地模擬了黑潮的季節(jié)變化及其流態(tài)特征；

（2）在10～100m層的流場處，呂宋海峽中部常年存在黑潮水入侵，北部有南海水的流出。夏秋2季黑潮水的入侵不太明顯，冬季最為明顯，其在南海北部形成流套，黑潮水從呂宋海峽中部流入，沿著流套在呂宋海峽北部又流出南海；

（3）500m層的流場表明，春夏秋冬4個季節(jié)在這個深度處黑潮對南海都沒有明顯的入侵，最顯著的是南海暖流的存在，在呂宋海峽北部，南海的海流都從南海流入太平洋；

（4）800m層的流場表明，南海暖流在這個深度已經消失，春夏2季黑潮主要通過呂宋海峽的南部和中部進入南海，北部則是南海水流出海峽。在秋冬2季主要是黑潮水進入南海，流速已經很小，僅10cm／s左右。1 000m層流場表明，黑潮主要通過呂宋海峽的中部入侵南海，且形成了微弱的南海分支流，其方向是西南方向。在800～1 000m處主要是黑潮水流入南海。

［1］ 楊昆，施平，王東曉，等.冬季南海北部中尺度渦旋的數(shù)值研究［J］.海洋學報，2000，22（1）：27－34.

［2］ 游小寶，李榮鳳，張銘，等.三維斜壓模式對冬季南海環(huán)流的數(shù)值計算［J］.海洋學報，2001，23（6）：1－10.

［3］ 黃立文，王立軍，鄧建，等.夏季中國海海流系統(tǒng)的高分辨率數(shù)值模擬［J］.武漢理工大學學報，2005，29（2）：163－166.

［4］ 蘇紀蘭.南海環(huán)流動力機制研究綜述［J］.海洋學報，2005，27（6）：1－8.

［5］ Chu T Y.A study on the water exchange between pacific ocean and the South China Sea［J］.Acta Oceanographic Taiwanica，1972，2：11－24.

［6］ 郭忠信，楊天鴻，仇建忠，等.冬季南海暖流及其右側的西南向海流［J］.熱帶海洋，1985，4：1－9.

［7］ 李立，蘇紀蘭，許建平，等.南海的黑潮分離流環(huán)［J］.熱帶海洋，1997，16（2）：42－57.

［8］ 管秉賢.巴士海峽及其附近夏季環(huán)流分布特征［J］.黃渤海海洋，1990，8：1－11.

［9］ Shaw P T.The seasonal variation of the intrusion of the Philippine Sea water into the South China Sea［J］.J Geophys Res，1996，96（C1）：821－827.

［10］ Metzger E J，Hurlburt H.The importance of high horizontal resolution and accurate coastline geometry in modeling South China Sea inflow［J］.Geophysical Research Letters，2001，28：1059－1062.

［11］ Su J L.Overview of the South China Sea circulation and its influence on the coastal physical oceanography outside the Pearl River Estuary［J］.Continental Shelf Research，2004，24：1745－1760.

［12］ Bleck R.An oceanic general circulation model framed in hybrid isopycnic－Cartesian coordinates［J］.Ocean Modelling，2002，4：55－88.

［13］ Large W G，McWilliams J C，Doney S C，et al.Oceanic vertical mixing：A review and a model with a nonlocal boundary layer parameterization［J］.Rev Geophys，1994，32：363－403.

［14］ Large W G，Danabasoglu G，Doney S C，et al.Sensitivity to sur－face forcing and boundary layer mixing in a global ocean model：Annual－mean climatology［J］.J Phys Oceanogr，1997，27：2418－2447.

［15］ 劉勇剛，袁耀初.1992年東海黑潮的變異［J］.海洋學報，1998，20（6）：1－11.

［16］ 劉勇剛，袁耀初.1993年和1994年東海黑潮的變異［J］.海洋學報，1999，21（3）：15－29

［17］ 鐘歡良.密度流結構.南海北部陸架鄰近水域十年水文斷面調查報告［M］.北京：海洋出版社，1990：215－239.

［18］ Levitus S，Burgett R，Boyer T P.World Ocean Atlas 1994Volume 3：Salinity［R］.Washington，D.C：NOAA Atlas NESDIS 3，U.S.Department of Commerce，1994：99.

［19］ Levitus S，Boyer T P.World Ocean Atlas 1994Volume 4：Temperature［R］.Washington，D.C：NOAA Atlas NESDIS 4，U.S.Department of Commerce，1994：117.

［20］ Woodruff S D，Lubker S J，Wolter K，et al.Comprehensive O－cean－Atmosphere Data Set （COADS）Release 1a：1980—1992［J］.Earth System Monitor，1993，4（1）：1－8.