張 叢 鮑獻(xiàn)文 丁 揚(yáng)① 畢聰聰 萬 凱

(1. 中國(guó)海洋大學(xué)海洋與大氣學(xué)院 青島 266100; 2. 中國(guó)海洋大學(xué)物理海洋教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 青島 266100;3. 國(guó)家海洋局北海海洋工程勘察研究院 青島 266061)

南海是太平洋西部最大的邊緣海, 由廣闊的陸架、狹窄而陡峭的陸坡以及較深的中央海盆構(gòu)成。南海北部海區(qū)一般指 106°—121°E, 17°—24°N 的區(qū)域(圖 1), 東部通過呂宋海峽與太平洋相連, 東北部經(jīng)臺(tái)灣海峽與東海相接。南海北部海區(qū)海流變化復(fù)雜,受海底地形、海表面強(qiáng)迫(季風(fēng)、熱通量、蒸發(fā)和降水)、潮流、地表徑流以及周邊海峽水交換等諸多因素影響。

已有的觀測(cè)及研究表明, 南海北部潮流受四個(gè)主要分潮(K1、O1、M2和 S2)控制(Fang et al, 1999; Duda et al, 2004), 正壓和斜壓潮流均以全日潮為主(邱章等, 1999, 2000; 司廣成等, 2012), 內(nèi)潮的潮流振幅存在顯著的空間變化(張效謙等, 2005)。方文東等(2000)發(fā)現(xiàn)1998年5—6月東沙以南陸坡附近低頻流的性質(zhì)與夏季風(fēng)場(chǎng)引起的直接效應(yīng)不一致。Yang(2006)利用低通濾波的方法對(duì)南海北部陸架處的海流觀測(cè)資料進(jìn)行了分析, 認(rèn)為冬季逆風(fēng)流不是持續(xù)存在的, 是由東北風(fēng)松弛引起的。楊慶軒等(2008)利用旋轉(zhuǎn)譜和頻率波數(shù)譜等方法對(duì)南海北部定點(diǎn)錨系海流觀測(cè)資料進(jìn)行分析, 發(fā)現(xiàn)正壓和斜壓的全日潮和半日潮的振幅及潮流能量均存在明顯的周期性振蕩。何琦等(2012)利用調(diào)和分析的方法對(duì)南海北部陸架陸坡區(qū)的海流觀測(cè)資料進(jìn)行研究, 發(fā)現(xiàn)陸坡區(qū)的定常余流存在明顯的季節(jié)變化, 而陸架區(qū)余流具有明顯的逆風(fēng)性。熊學(xué)軍(2013)通過分析2006—2007年冬季近兩個(gè)月的潛標(biāo)觀測(cè)結(jié)果, 發(fā)現(xiàn)冬季該海域流動(dòng)基本為西南向, 北向和東北向流出現(xiàn)的時(shí)間很少。Li等(2014)分析了南海北部陸架區(qū)錨系 ADCP(acoustic doppler current profiler)海流資料, 認(rèn)為2009—2010年冬季南海北部陸架上的流動(dòng)是風(fēng)和中尺度渦共同驅(qū)動(dòng)的結(jié)果。傳統(tǒng)觀點(diǎn)認(rèn)為南海暖流主軸大致位于南海北部陸架坡折帶(管秉賢, 2002), 該區(qū)域流動(dòng)明顯受到沿陸坡向西南方向傳播的中尺度渦影響, 其特征和動(dòng)力機(jī)制成為近年來學(xué)者關(guān)注的熱點(diǎn)。但南海北部的海流觀測(cè)資料主要來源于短期走航測(cè)流或周日連續(xù)錨定觀測(cè), 長(zhǎng)期定點(diǎn)觀測(cè)資料較少, 且大都限于水深較淺的陸架區(qū)域。由于陸架坡折帶處海底地形變化劇烈,數(shù)值模型對(duì)該區(qū)域流動(dòng)的模擬結(jié)果存在較大的偏差(Xue et al, 2004), 因此較長(zhǎng)期的海流觀測(cè)資料對(duì)研究該海域的流動(dòng)特征具有重要的意義。本文利用 1987年8月至1988年1月南海北部東沙以西位于陸架坡折帶處的定點(diǎn)海流連續(xù)觀測(cè)資料, 研究了該區(qū)域的定常余流、潮流和低頻流的特征和季節(jié)變化規(guī)律, 初步分析了觀測(cè)期間北向流出現(xiàn)的動(dòng)力機(jī)制。

圖1 南海北部區(qū)域Fig.1 The northern South China Sea (contours, observation site (asterisk) and reference site (dot))

1 資料與方法

1.1 資料獲取

1987年8月13日至1988年2月5日在東沙以西位于 20°49′N, 115°41′E 的 C1 站安放安德拉 RCM-4型海流計(jì)進(jìn)行三個(gè)階段的錨系海流觀測(cè)。C1站水深約 340m, 觀測(cè)站位置如圖 1所示。觀測(cè)采樣間隔為15min, 垂向采樣層次為 50、100、200和 300m。對(duì)海流數(shù)據(jù)進(jìn)行質(zhì)量控制剔除缺測(cè)和奇異值后, 選取了1987年8月14日至1988年1月31日每層16416個(gè)有效海流數(shù)據(jù)進(jìn)行分析。同時(shí)還獲得了 50m層的溫鹽觀測(cè)資料。選取空間分辨率為0.25°×0.25°, 時(shí)間分辨率為 6小時(shí)的 CCMP(Cross-Calibrated Multi-Platform)風(fēng)場(chǎng)數(shù)據(jù)(Atlas et al, 2011)與海流觀測(cè)資料進(jìn)行相關(guān)性分析。OFES(Ocean General Circulation Model for the Earth Simulator)模型是基于 MOM3(Modular Ocean Model ver.3)開發(fā)的全球海洋環(huán)流模型, 水平分辨率為0.1°×0.1°, 垂向分為54層, 能夠較好模擬渦旋尺度的海洋動(dòng)力過程。因此選用OFES模型后報(bào)的溫鹽、海流及海表面高度數(shù)據(jù)對(duì) 1988年 1月次表層出現(xiàn)北向流的動(dòng)力機(jī)制進(jìn)行分析。

1.2 分析方法

旋轉(zhuǎn)譜分析能夠較好的確定海流順時(shí)針和逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)的能量, 并能清晰的顯示海流信號(hào)的顯著周期(Ding et al, 2013)。本文通過對(duì)海流觀測(cè)資料進(jìn)行旋轉(zhuǎn)譜分析, 確定其主要頻率和能量信號(hào)。

以海流北向分量v(t, z)為例, 采用調(diào)和分析方法可將海流分解為

另外, 利用pl66tn濾波器(Beardsley et al, 1983)對(duì)各層海流和風(fēng)資料進(jìn)行 40小時(shí)的低通濾波, 得到去除潮流和慣性振蕩等高頻信號(hào)的低頻流和風(fēng)的時(shí)間序列, 并分析了次表層低頻流的特征及其與海表面風(fēng)的相關(guān)關(guān)系。

2 結(jié)果與分析

2.1 潮流特征分析

2.1.1 旋轉(zhuǎn)譜分析 圖 2為四個(gè)觀測(cè)層次海流時(shí)間序列的旋轉(zhuǎn)譜密度分布, 各層譜密度值均高于95%置信水平。分析結(jié)果顯示, 各層海流具有相似的能量分布; 譜密度存在日周期和半日周期兩個(gè)顯著的頻率峰值; 日周期頻率的譜峰密度明顯高于半日周期, 說明 C1站處潮流以全日分潮為主; 各層潮流順時(shí)針方向旋轉(zhuǎn)的能量明顯高于逆時(shí)針方向, 說明潮流在 C1站處主要為順時(shí)針運(yùn)動(dòng); 日周期的信號(hào)在垂向上顯現(xiàn)出近表層和近底層能量高、中層能量低的分布規(guī)律; 100和 200m層存在頻率約為 0.75cpd(cycles per day)的譜峰信號(hào), 與C1站處的理論慣性頻率(f≈0.712cpd)相近, 其能量值高于半日周期頻率的能量值, 說明C1站處中間層存在較明顯的慣性振蕩。

圖2 50、100、200和300m層海流旋轉(zhuǎn)譜Fig.2 Rotary spectra of currents measured at depths of 50, 100,200, and 300m

2.1.2 調(diào)和分析 8月中旬至翌年1月各層定常余流如圖3所示。8月下旬各層流速在垂向上變化不明顯, 50和100m層流向?yàn)槲髌毕? 而200和300m層為西偏南向; 9月50和100m層流速較小, 各層流向隨深度變化不大; 10月50、100和200m層流速和流向變化均不明顯, 而近底層出現(xiàn)一個(gè)較小的反向流動(dòng); 11月和12月各層流速隨深度都呈現(xiàn)減小的趨勢(shì),流向在垂向上變化不明顯, 12月東北風(fēng)較強(qiáng), 50和100m層流速較大, 均超過20cm/s; 1月流速在100和200m層較大(超過15cm/s), 而50和300m層較小, 流向基本不隨深度變化。站位處理論 Ekman深度約為110m, 但100m層流動(dòng)較50m層沒有明顯的旋轉(zhuǎn), 說明上層定常余流除了受海表面風(fēng)影響外, 還受該處海水溫鹽結(jié)構(gòu)、黑潮入侵以及渦旋等其他因素的影響(Cai et al, 2002; Hsueh et al, 2004; Xue et al, 2004)。綜上所述, 除10月300m層外, 各月定常余流基本為西向流動(dòng), 垂向上具有較強(qiáng)的正壓性。除個(gè)別時(shí)段外,各層流速和流向隨時(shí)間變化不明顯。觀測(cè)站位于傳統(tǒng)的冬季逆風(fēng)流流區(qū), 但是從定常余流中沒有發(fā)現(xiàn)持續(xù)存在的冬季逆風(fēng)流。以上結(jié)果與何琦等(2012)B站(見圖1)50m層以下的觀測(cè)結(jié)果相符。

將海流各個(gè)組分分解為沿岸線和垂直于岸線方向的分量, 各組分能量與實(shí)測(cè)海流平均動(dòng)能的比值列于表2, 其中u和v分別代表觀測(cè)流各組分的沿岸線和垂直于岸線方向的分量; E( u)、、、E(Δ u)分別代表沿岸線方向的實(shí)測(cè)海流、定常余流、潮流、剩余流的能量值。結(jié)果表明, 在垂直于岸線的方向上, 海流能量主要由潮流和剩余流組成; 由于各層全日分潮的主軸多為西北—東南向, 因此垂直于岸線方向的潮流能量比例大于沿岸方向; 定常余流的能量主要集中在沿岸線方向, 說明定常余流的流向基本與岸線平行; 剩余流能量所占的比例較大, 可達(dá)海流總能量的 50%左右, 說明陸架坡折帶處海流受短時(shí)間尺度的外強(qiáng)迫影響顯著。冬季近表層和近底層的潮流能量比例明顯高于中層, 垂向特征與冬季K1分潮潮流橢圓垂向分布特征相似。冬季各月300m層潮流能量比例明顯大于秋季, 說明冬季近底層K1分潮增強(qiáng)對(duì)于潮流能量貢獻(xiàn)很大。

圖3 各月50、100、200和300m層定常余流Fig.3 Monthly steady currents at depths of 50, 100, 200, and 300 m

表1 秋季(F)和冬季(W)各層潮流橢圓要素Tab.1 Elliptical parameters of tidal currents at different layers in autumn (F) and winter (W)

表2 1987年8月—1988年1月海流各組分能量比例Tab.2 Energy ratios of observed current components from August 1987 to January 1988

圖4 秋季和冬季50、100、200和300m層4個(gè)主要分潮(K1、O1、M2 和 S2)的潮流橢圓Fig.4 Tidal ellipses for K1, O1, M2, and S2 constituents at depths of 50, 100, 200, and 300m

2.2 低頻流特征分析

1987年8月至1988年1月低頻風(fēng)應(yīng)力和低頻流時(shí)間序列如圖5所示。8月中旬至9月為季風(fēng)轉(zhuǎn)換期,風(fēng)應(yīng)力較弱且不穩(wěn)定, 50和100m層流速和流向隨時(shí)間變化顯著; 而 200和 300m層主要為西南向流動(dòng),在 8月下旬流速和流向較穩(wěn)定。10月各層流速和流向變化均十分劇烈, 50和100m層在短暫大風(fēng)過程之后出現(xiàn)很強(qiáng)的西北向流, 且持續(xù)時(shí)間較長(zhǎng), 最大流速超過60cm/s; 200m層在10月下旬出現(xiàn)很強(qiáng)的西南向流, 隨后很短時(shí)間內(nèi)轉(zhuǎn)為較強(qiáng)的東北向流。11月開始C1站處已經(jīng)轉(zhuǎn)為東北風(fēng), 整個(gè)冬季風(fēng)速和風(fēng)向一直較為穩(wěn)定, 風(fēng)應(yīng)力最大可超過0.4N/m2; 從11月中旬開始, 50m層流動(dòng)大部分為西南向, 流速最大約50cm/s, 在這期間偶爾出現(xiàn)偏北向流, 在1988年1月12日至17日最明顯, 流速最大約為20cm/s, 流向呈現(xiàn)順時(shí)針旋轉(zhuǎn)的形態(tài); 200和300m層流速明顯小于上兩層, 流向隨時(shí)間變化明顯; 200m層的流向出現(xiàn)一定周期性的擺動(dòng), 擺動(dòng)的時(shí)間尺度約 5—7天, 主要介于西北向和西南向之間, 西南向流普遍強(qiáng)于西北向流。

圖5 40小時(shí)低通濾波的50、100、200和300m層海流以及海表面10m處風(fēng)應(yīng)力矢量的時(shí)間序列Fig.5 The time series of 40h low-pass filtered wind stress vectors at 10m height and subtidal currents at depths of 50, 100, 200, and 300m

為研究 50m層低頻流受海表面風(fēng)的影響, 將低頻流投影至平均流速的方向, 將風(fēng)應(yīng)力投影至與平均流速夾角為–180°—180°的范圍, 分別計(jì)算了秋季和冬季 50m層低頻流流速和投影至各方向的風(fēng)應(yīng)力分量之間的相關(guān)系數(shù)。圖6為相關(guān)系數(shù)隨滯后時(shí)間和風(fēng)應(yīng)力旋轉(zhuǎn)角度的分布, 95%和99%置信度的臨界相關(guān)系數(shù)分別為 0.27和 0.35。結(jié)果表明, 秋、冬兩季50m層流速與海表面風(fēng)應(yīng)力的相關(guān)系數(shù)均大于臨界值, 秋季相關(guān)系數(shù)為 0.5左右, 與冬季相比較弱, 固定的相關(guān)系數(shù)對(duì)應(yīng)的夾角值隨滯后時(shí)間變化較明顯。冬季 50m層流速與風(fēng)應(yīng)力相關(guān)性較好, 相關(guān)系數(shù)最大值出現(xiàn)在流向與風(fēng)應(yīng)力方向夾角–30°到 60°之間的區(qū)域, 可超過 0.75; 由于冬季東北風(fēng)風(fēng)向較為穩(wěn)定, 因此固定的相關(guān)系數(shù)對(duì)應(yīng)的夾角值隨滯后時(shí)間的變化不顯著。綜上所述, 秋、冬季海表面風(fēng)應(yīng)力對(duì)50m層流動(dòng)影響均較明顯; 由于冬季東北風(fēng)較強(qiáng)且較穩(wěn)定, 因此冬季 50m層流動(dòng)對(duì)海表面風(fēng)的響應(yīng)更加顯著。

圖6 秋季和冬季50m層低頻流和海表面10m低頻風(fēng)的滯后相關(guān)系數(shù)分布Fig.6 Correlations between observed subtidal currents at 50 m depth and surface wind stress at 10m height in autumn and winter

3 討論

將 OFES模型模擬的海流、溫鹽結(jié)果與50m層的觀測(cè)資料進(jìn)行對(duì)比, 可以發(fā)現(xiàn) 11月中旬至翌年 1月中旬, 模擬結(jié)果基本能夠反映觀測(cè)站位處的溫鹽和流動(dòng)特征(圖7)。假定風(fēng)應(yīng)力和底摩擦是線性的, 并將壓強(qiáng)梯度力分解為兩部分, 分別由海表面傾斜和密度水平梯度控制, 不考慮擴(kuò)散作用, 則分量形式的水平動(dòng)量方程可表示為:

方程中x軸正向?yàn)闁|向, y軸正向?yàn)楸毕? (τsx, τsy)為海表面風(fēng)應(yīng)力; (τbx, τby)為底摩擦應(yīng)力; H 為水深; η 為海表面高度起伏;為動(dòng)力高度; ρ為海水密度,′。方程左邊各項(xiàng)分別為(a)慣性項(xiàng);(b)科氏力項(xiàng); (c)海表面高度起伏引起的壓強(qiáng)梯度力項(xiàng); (d)密度水平梯度引起的壓強(qiáng)梯度力項(xiàng); (e)風(fēng)應(yīng)力項(xiàng); (f)底摩擦項(xiàng)。

利用11月中旬至翌年1月中旬(圖7中黑色虛線之間的區(qū)域)OFES模型模擬結(jié)果和觀測(cè)的海流數(shù)據(jù)分別對(duì)50、100和200m層x、y方向水平動(dòng)量方程各項(xiàng)的量級(jí)進(jìn)行估算, 得到慣性項(xiàng)的量級(jí)約為 10–7, 風(fēng)應(yīng)力和底摩擦項(xiàng)約為10–6, 而科氏力和壓強(qiáng)梯度力項(xiàng)約為10–5, 說明冬季各層流動(dòng)主要受科氏力和壓強(qiáng)梯度力控制, 具有較強(qiáng)的地轉(zhuǎn)流特性。C1站處 50和100m層每3天平均的科氏力(Cori)、海表面高度引起的壓強(qiáng)梯度力(Pssh)、密度水平梯度引起的壓強(qiáng)梯度力(Pden)和壓強(qiáng)梯度力(P=Pssh+Pden)的時(shí)間序列如圖8所示?？梢钥闯? 50和100m層科氏力和壓強(qiáng)梯度力是動(dòng)量平衡的主要項(xiàng), P與Pssh同向, 說明P主要由Pssh決定, 而 Pden對(duì)動(dòng)量平衡的貢獻(xiàn)相對(duì)較小, 因此冬季上兩層低頻流正壓性較強(qiáng)。圖9是OFES模擬的C1站各月的密度剖面, 可以看出, 冬季混合層加深, 層結(jié)減弱, 因此上層流動(dòng)的正壓性增強(qiáng)。冬季 C1站在50—200m之間存在明顯的密度躍層, 50和100m層處于躍層及以上, 而200和300m層處于躍層以下。這說明冬季低頻流的垂向分布和隨時(shí)間變化的趨勢(shì)除了受東北風(fēng)影響外, 還與海水層化結(jié)構(gòu)有關(guān)。通過計(jì)算冬季200m層Pssh和Pden, 發(fā)現(xiàn)兩者基本可以抵消,說明冬季密度躍層以下受壓強(qiáng)梯度力和科氏力平衡控制的流動(dòng)較小, 證明了密度躍層以下海水運(yùn)動(dòng)較弱且受海表面強(qiáng)迫影響很小。

圖7 50m層OFES模擬結(jié)果與觀測(cè)資料對(duì)比Fig.7 The observed and simulated time series of temperature, salinity, and current vectors at 50m depth

圖8 50和100m層OFES模擬的水平動(dòng)量方程各項(xiàng)的時(shí)間序列Fig.8 Time series of horizontal momentum terms in x and y directions from OFES at 50 and 100m depth

圖10為OFES模擬的1988年1月6—21日C1站附近3天平均的50m層流場(chǎng)。模擬結(jié)果基本能夠再現(xiàn)1988年1月50m層北向流出現(xiàn)的整個(gè)過程, 可以看出這期間有一個(gè)反氣旋渦經(jīng)過C1站。1月9日反氣旋渦在C1站東側(cè)形成, 沿等深線向西運(yùn)動(dòng), 1月15日至18日其中心接近并經(jīng)過C1站, 至1月24日完全離開C1站。在這期間反氣旋渦的運(yùn)動(dòng)速度約為12—13cm/s, 與Rossby波在18°—22°N區(qū)域向西傳播的相速度9—10±3cm/s一致(Wang et al, 2008)。在反氣旋渦的作用下, C1站50m層流矢量呈順時(shí)針旋轉(zhuǎn)。從動(dòng)量平衡分析結(jié)果(圖 8)也可以看出, 在 1月份北向流存在的時(shí)段內(nèi), Pssh和科氏力項(xiàng)是50m層動(dòng)量平衡的主導(dǎo)項(xiàng), 說明 C1站的北向流主要受反氣旋渦的控制。但這期間觀測(cè)得到的 50m層流動(dòng)并不完全沿海表面等高線運(yùn)動(dòng), 且 1月21日反氣旋渦還沒有離開C1站時(shí)流動(dòng)已經(jīng)轉(zhuǎn)為西南向。通過相關(guān)性分析得出, 50m層流速的北向分量與海表面風(fēng)應(yīng)力的相關(guān)系數(shù)最大值(大于 0.6)對(duì)應(yīng)的風(fēng)應(yīng)力偏轉(zhuǎn)角度(從正北方向逆時(shí)針旋轉(zhuǎn)120°左右)與東北季風(fēng)的風(fēng)向差別不大,因此, 東北風(fēng)風(fēng)應(yīng)力的大小對(duì) 50m層流速北向分量影響較大。圖11為低頻風(fēng)應(yīng)力的距平值與50m層低頻流速北向分量的時(shí)間序列?？梢钥闯? 11月中旬至翌年1月中旬(圖11中黑色虛線之間區(qū)域)的大部分時(shí)段, 風(fēng)應(yīng)力的距平值與流速北向分量基本為反位相變化, 風(fēng)應(yīng)力大于平均態(tài)時(shí), 對(duì)應(yīng)的流速北向分量為負(fù)值, 流動(dòng)基本為偏南向, 且流速隨風(fēng)應(yīng)力增大; 當(dāng)風(fēng)應(yīng)力減弱至平均態(tài)以下時(shí), 流速北向分量有時(shí)為正, 說明這樣的條件下有可能出現(xiàn)北向的流動(dòng)。以上分析說明北向流的出現(xiàn)同時(shí)還受到東北風(fēng)松弛的影響。如果不將風(fēng)應(yīng)力考慮成理想的線性形式, 風(fēng)應(yīng)力的作用僅存在于上 Ekman層, 則動(dòng)量方程中的風(fēng)應(yīng)力項(xiàng)與科氏力項(xiàng)、壓強(qiáng)梯度力項(xiàng)具有相同的量級(jí)。由此可以說明, 1月份次表層北向流是風(fēng)應(yīng)力與反氣旋渦共同驅(qū)動(dòng)的結(jié)果。

圖9 OFES模擬的各月密度剖面曲線Fig.9 Monthly density profiles from OFES

圖10 1988年1月6—21日OFES模擬的C1站附近三天平均的50m層流場(chǎng)Fig.10 Simulated 3d-averaged current fields near C1 at 50 m depth on January 6 to 21, 1988

圖11 50m層低頻流北向分量與海表面10m低頻風(fēng)應(yīng)力距平的時(shí)間序列Fig.11 Time series of northward component of subtidal current at 50m depth and anomaly of wind stress at 10m height

4 結(jié)論

本文通過分析1987年8月至1988年1月南海北部東沙附近陸架坡折帶處定點(diǎn)海流觀測(cè)資料, 得到以下結(jié)論:

(1) 各月定常余流基本為西向流, 隨時(shí)間變化不顯著, 垂向上有較明顯的正壓性; 在冬季的定常余流中沒有發(fā)現(xiàn)持續(xù)的東北向逆風(fēng)流。

(2) 潮流以全日和半日為顯著周期, 其中全日潮流能量最大, 潮流順時(shí)針旋轉(zhuǎn); 海流在中間層存在較顯著的慣性振蕩; 全日潮流橢圓長(zhǎng)軸普遍大于半日潮流, 且均為順時(shí)針旋轉(zhuǎn); 冬季 K1分潮振幅在近底層增大非常明顯, 位相隨深度減小, 近表層和近底層相差約180°。

(3) 從能量的角度分析, 定常余流能量基本分布在沿岸方向, 垂直于岸線方向的能量主要由潮流和剩余流構(gòu)成; 兩個(gè)方向的剩余流能量均較大, 說明海流受瞬時(shí)外界強(qiáng)迫影響顯著; 冬季近底層 K1分潮增強(qiáng)對(duì)于潮流能量有較大貢獻(xiàn)。

(4) 秋季由于季風(fēng)轉(zhuǎn)換, 流速和流向的垂向分布和隨時(shí)間變化趨勢(shì)均較復(fù)雜; 而冬季東北風(fēng)較強(qiáng)且相對(duì)穩(wěn)定, 各層低頻流主要表現(xiàn)為西南向流動(dòng), 但在1988年1月存在順時(shí)針旋轉(zhuǎn)的偏北向流動(dòng); 冬季海表面風(fēng)應(yīng)力與 50m層流速相關(guān)性較好, 表明東北風(fēng)對(duì)50m層低頻流有顯著影響。

(5) 動(dòng)量平衡分析結(jié)果表明, 冬季低頻流主要受科氏力和壓強(qiáng)梯度力控制, 具有明顯的地轉(zhuǎn)流特征;海表面高度起伏引起的壓強(qiáng)梯度力對(duì)于動(dòng)量平衡的貢獻(xiàn)明顯大于密度水平梯度引起的壓強(qiáng)梯度力; 低頻流的垂向分布和隨時(shí)間變化的趨勢(shì)受海水層化結(jié)構(gòu)的影響; 1988年1月50m層的北向流動(dòng)是海水對(duì)東北風(fēng)松弛和反氣旋渦聯(lián)合作用的響應(yīng)。

于華明, 鮑獻(xiàn)文, 朱學(xué)明等, 2008. 夏季北黃海南部定點(diǎn)高分辨率實(shí)測(cè)海流分析. 海洋學(xué)報(bào), 30(4): 12—20

方文東, 施 平, 毛慶文等, 2000. 南海北部上層海洋變化的定點(diǎn)觀測(cè)分析. 海洋學(xué)報(bào), 22(5): 23—30

司廣成, 侯一筠, 2012. 南海北部東沙島附近的內(nèi)潮和余流特征. 海洋與湖沼, 43(1): 10—16

邱 章, 方文東, 1999. 南海北部春季海流的垂向變化. 熱帶海洋, 18(4): 32—39

邱 章, 方文東, 2000. 南海北部大陸坡區(qū)斜壓海流的垂向結(jié)構(gòu). 臺(tái)灣海峽, 19(4): 405—412

張效謙, 梁鑫峰, 田紀(jì)偉, 2005. 南海北部450m以淺水層內(nèi)潮和近慣性運(yùn)動(dòng)研究. 科學(xué)通報(bào), 50(18): 2027—2031

何 琦, 魏澤勛, 王永剛, 2012. 南海北部陸架陸坡區(qū)海流觀測(cè)研究. 海洋學(xué)報(bào), 34(1): 17—28

楊慶軒, 梁鑫峰, 田紀(jì)偉等, 2008. 南海北部海流觀測(cè)結(jié)果及其譜分析. 海洋與湖沼, 39(6): 561—566

管秉賢, 2002. 中國(guó)東南近海冬季逆風(fēng)海流. 青島: 中國(guó)海洋大學(xué)出版社, 41

熊學(xué)軍, 2013. 中國(guó)近海環(huán)流及其發(fā)生機(jī)制研究. 青島: 中國(guó)海洋大學(xué)博士學(xué)位論文, 83—84

Atlas R, Hoffman R N, Ardizzone J et al, 2011. A cross-calibrated, multiplatform ocean surface wind velocity product for meteorological and oceanographic applications.Bulletin of the American Meteorological Society, 92(2):157—174

Beardsley R C, Limeburner R, Rosenfeld L K, 1983. CODE-1 moored array and large-scale data report. Mass., USA:Woods Hole Oceanographic Institution, 1—22

Cai S Q, Su J L, Gan Z J et al, 2002. The numerical study of the South China Sea upper circulation characteristics and its dynamic mechanism, in winter. Continental Shelf Research,22(15): 2247—2264

Ding Y, Chen C S, Beardsley R C et al, 2013. Observational and model studies of the circulation in the Gulf of Tonkin, South China Sea. Journal of Geophysical Research: Oceans,118(12): 6495—6510

Duda T F, Lynch J F, Irish J D et al, 2004. Internal tide and nonlinear internal wave behavior at the continental slope in the northern South China Sea. IEEE Journal of Oceanic Engineering, 29(4): 1105—1130

Duda T F, Rainville L, 2008. Diurnal and semidiurnal internal tide energy flux at a continental slope in the South China Sea. Journal of Geophysical Research: Oceans, 113(C3):C03025

Fang G H, Kwok Y K, Yu K J et al, 1999. Numerical simulation of principal tidal constituents in the South China Sea, Gulf of Tonkin and Gulf of Thailand. Continental Shelf Research,19(7): 845—869

Guo P, Fang W D, Liu C J et al, 2012. Seasonal characteristics of internal tides on the continental shelf in the northern South China Sea. Journal of Geophysical Research: Oceans,117(C4): C04023

Hsueh Y, Zhong L J, 2004. A pressure-driven South China Sea Warm Current. Journal of Geophysical Research: Oceans,109(C9): C09014

Li R X, Chen C S, Xia H Y et al, 2014. Observed wintertime tidal and subtidal currents over the continental shelf in the northern South China Sea. Journal of Geophysical Research:Oceans, 119(8): 5289—5310

Müller M, 2012. The influence of changing stratification conditions on barotropic tidal transport and its implications for seasonal and secular changes of tides. Continental Shelf Research, 47: 107—118

Pawlowicz R, Beardsley B, Lentz S, 2002. Classical tidal harmonic analysis including error estimates in MATLAB using T_TIDE. Computers & Geosciences, 28(8): 929—937

Wang D X, Xu H Z, Lin J et al, 2008. Anticyclonic eddies in the northeastern South China Sea during winter 2003/2004.Journal of Oceanography, 64(6): 925—935

Xu Z H, Yin B S, Hou Y J et al, 2013. Variability of internal tides and near-inertial waves on the continental slope of the northwestern South China Sea. Journal of Geophysical Research: Oceans, 118(1): 197—211

Xue H J, Chai F, Pettigrew N et al, 2004. Kuroshio intrusion and the circulation in the South China Sea. Journal of Geophysical Research: Oceans, 109(C2)

Yang K C, 2006. The non-persistent South China Sea warm current. Taipei, China: Master Dissertation of National Taiwan University, 21—35