江苏沿海位于黄海西侧、长江口北面, 其水动力结构受地形、风、潮汐、太阳辐射以及黄海、长江等影响, 具有独特的特征.它不仅是中国近海物理海洋研究的重要组成部分, 对于生态环境和渔业研究也有重要意义.

一些学者发现江苏沿海夏季存在冷水现象, 并且研究了其特征和动力机制. Pu^[1]发现1959年春末、夏初的观测资料中有冷水块, 1975—1981年的观测资料中也存在冷水块, 其中心位置在33° N~34° N、122° E~123.5° E之间, 并且认为南黄海西侧深层冷水南向迁移和爬升是其主要形成原因, 江苏外海水下三角洲北侧的海底深沟决定了冷水出现的位置.邹娥梅等^[2]分析1998年8月中韩黄海调查资料及卫星红外影像, 指出苏北外海冷水与地形完全匹配, 得出潮混合导致冷水抬升的结论.吕新刚^[3]通过对观测和遥感资料分析, 并结合数值模拟, 提出了我国强潮海区夏季上升流的斜压“潮生机制”, 认为上升流和垂向混合效应是促使黄海冷水斑块出现的主要原因.苏育嵩等^[4]利用卫片资料分析黄海表层低温带的分布特征, 提出江苏沿岸低温带是潮混合、风混合和海底坡度共同作用的结果.戚建华等^[5]进一步研究发现潮流混合作用是苏北沿海出现冷水的重要原因.有一些学者^[6-8]将江苏沿海冷水称为“长江口外东北海域冷涡”. Yuan和Su^[6]基于二层数值模式模拟东海环流, 模拟结果显示在长江口外东北海域有一气旋式冷涡, 在该海域投放的海底漂流器漂流路径证实了涡旋的存在.

过去对江苏沿海冷水块特征的研究主要是分析现场观测时段的大面图特征, 或者分析某些月份和季节的特征, 缺乏对其逐日变化特征的分析；对冷水块垂向结构的观测分析也不多.本文基于AVHRR资料和走航CTD观测资料分析2016年夏季江苏沿海冷水块的月平均和逐日变化特征及其垂向结构, 并讨论冷水块逐日变化特征与风场的联系.

河海大学于2016年7月18—21日在江苏沿海进行了3个断面的走航CTD观测.如图 1所示, A断面有8个观测站(图中实点, 下同), B和C断面各有7个观测站.美国气候数据中心提供逐日海表面温度(Optimum Interpolation Sea Surface Temperature, OISST)资料, 它融合了多种观测平台(卫星、船、浮标)的数据^[9], 经过误差校正以及最优化插值^[10]获得空间分辨率为0.25 $^\circ\times $ 0.25°的海表面温度资料.本文采用了OISST的AVHRR单传感器数据. 图 1也给出了7月18—21日AVHRR资料的海表温等值线(图中黑色实线, 下同).由图 1可以看出, AVHRR资料在(33.54° N, 122.34° E)附近存在冷水块, 走航观测的3个断面恰好在冷水块区域, 而且C断面穿过冷水块中心.

图 1(Fig. 1)

图 1 2016年7月18—21日AVHRR资料和走航CTD观测断面 Fig.1 Observing stations and AVHRR data during 18-21 July 2016

分析本次走航CTD观测资料绘制的垂向各层海温(见图 2)可以得到: 5 m层和10 m层的海温都清晰地显示存在以C4站为中心的冷水现象；在15 m层, 冷中心位置向东移动到C5站；在20 m和25 m层, 冷中心继续向东移动到C6站；在30 m层, 冷水块面积增大, 海温自东向西升高. 图 1给出的18—21日AVHRR海表温资料的冷水块中心也位于C4站附近.综合图 1和图 2给出的冷水块垂向结构, 从海面到30 m层的冷中心逐渐向东倾斜, 意味着存在从黄海沿底部向江苏沿海输送冷水的通道.

图 2(Fig. 2)

图 2 走航CTD观测的垂向各层海温(℃) Fig.2 Distributions of sea temperature (℃) on different layers

利用走航CTD观测资料绘制得到A、B、C断面海温垂向结构.三个断面都存在上混合层、温跃层、下混合层的海温结构, 上混合层厚度在5~10 m, 温跃层厚度也在5~10 m, 与赵保仁^[11]分析的黄海及东海北部强温跃层特征基本相同. 图 2显示0~10 m层的冷水块中心在C4站附近, 在图 3的C断面上, C4站附近也有明确的冷中心.三个断面温跃层以下的等温线都具有从黄海底部向江苏沿海逐渐向上抬升的趋势, 在A5站、C4站等温线的上翘更明显, 表明存在从黄海底部向江苏沿海的水体输送和向上爬升.

图 3(Fig. 3)

图 3 走航CTD观测的各断面海温(℃)垂向分布 Fig.3 Vertical distributions of sea temperature (℃) observed in three transects

本文采用AVHRR资料绘制海表层等温线, 等温线间隔为0.1℃.在32.00° N~34.00° N、121.00° E~124.00° E范围内存在冷中心时, 才能确定为存在江苏沿海冷水块.冷水块的半径为冷中心与最外围闭合等温线的平均距离, 强度为冷中心与最外围闭合等温线的温度差. Pu等^[1]采用冷水块中心与沿岸的温度差描述冷水块特征, 本文也统计这个物理量, 取与冷水块中心同纬度的沿岸最高温度, 计算它与冷水块中心的温度之差.

对2016年夏季逐日AVHRR海表温资料进行月平均处理, 绘制夏季月平均海表温图, 其结果见图 4. 6—8月的月平均海表温图显示, 江苏沿海都有明显的冷水块, 其形状呈不规则椭圆形.冷水块的中心位置分别在(33.38° N, 122.38° E)、(33.46° N, 122.42° E)、(33.00° N, 122.13° E)；平均半径分别为67.9 km、83.7 km、85.8 km；强度分别为0.5 ℃、1.2 ℃、0.9 ℃；冷水块中心与沿岸温差分别为1.9 ℃、2.9 ℃、2.4 ℃.

图 4(Fig. 4)

图 4 2016年夏季月平均海表温(℃) Fig.4 Monthly mean SST (℃) in summer 2016

本文还分析了2016年夏季逐日AVHRR海表温资料的冷水块特征. 图 5给出了逐日冷水块中心位置, 图 6给出了逐日冷水块的半径、强度以及冷水块中心与沿岸温差.从图 5—6可以看出, 除了6月1—11日、7月6日、8月26日和8月31日不存在冷水块, 其他78 d都存在冷水块.冷水块中心位置在32.37° N~33.88° N、121.88° E~123.38° E之间变动, 没有固定的中心位置.冷水块中心位置之间的最大距离在6月为125.4 km, 在7月为86.6 km, 在8月为181.4 km.相邻两天冷水块的中心位置有时也存在明显的变动.在6月份, 18日和19日冷水块中心之间的距离最大, 达到125.4 km.在7月份, 23日和24日冷水块中心之间的距离最大, 达到83.4 km.在8月份, 23日和24日冷水块中心之间的距离最大, 达到60.3 km.

图 5(Fig. 5)

注: 29/30表示29日、30日, 其他日期表示与此类似 图 5 2016年夏季逐日冷水块中心位置 Fig.5 Daily position of the CWP in summer 2016

图 6(Fig. 6)

图 6 2016年夏季逐日冷水块的强度、半径及冷水块中心与沿岸温差 Fig.6 Daily intensity, radius of theCWPand temperature difference between the CWP center and the coast at the same latitude in summer 2016

逐日冷水块的半径、强度、冷水块中心与沿岸温差都在频繁变化, 三者的变化趋势基本同步, 冷水块半径比较大时, 对应的冷水块强度、冷水块中心与沿岸温差一般也比较大.冷水块的平均半径为75.3 km, 最大半径为161.8 km, 平均强度为1.0 ℃, 最大强度为2.8℃.逐日冷水块中心与沿岸温差的平均值为2.8℃, 最大值为5.9℃.相邻两天冷水块的半径、强度、冷水块中心与沿岸温差值有时存在比较剧烈的变动, 其变动最大值分别为56.0 km、1.6℃、2.6℃.

江苏沿海紧靠北半球的东海岸, 从理论上来说, 受科氏力影响, 偏南风产生的海水上部风生流向右偏转, 离岸向海输送水体, 海水下部出现向岸的补偿流, 该补偿流在向岸抬升的倾斜地形上爬升, 产生上升流, 有利于产生冷水块.本文选用美国NCEP提供的再分析海面风资料, 研究风场与冷水块的联系.选定分析区域为31° N~35° N、120° E~125° E, 计算2016年6—8月逐日的区域平均风场, 其结果见图 7. 图 6和图 7中偏南风和冷水块有密切的对应关系, 6月1—11日、7月6日附近时段为偏东风, 不存在冷水块或冷水块很弱；6月17日至7月5日、7月20日至8月2日维持比较强的偏南风, 对应的冷水块也比较强.对图 6和图 7进行统计, 出现冷水块78 d的平均风场为SE风2.1 m/s, 不出现冷水块14 d的平均风场为E风2.8 m/s.这些资料分析表明冷水块和偏南风有很好的对应关系, 与理论分析的结论基本一致.但是, 8月20—31日以比较强的偏北风为主, 尽管8月26日和31日不存在冷水块, 其他日期仍存在明显的冷水块, 表明冷水块并不完全由偏南风造成.

图 7(Fig. 7)

图 7 2016年夏季逐日区域平均风速矢量 Fig.7 Time series of averaged wind velocity from NCEP in summer 2016

本文还计算了31° N~35° N、120° E~125° E的逐日区域平均风场旋度, 其结果见图 8.从理论上来说, 海面风的正值旋度对应气旋式涡, 具有驱动表层海水气旋式流动的作用, 使表层海水产生辅散, 深层海水上涌, 表层出现冷水斑块, 负值旋度则起相反作用.对图 6和图 8进行统计, 出现冷水块78 d的平均风场旋度为1.01 $\times $ 10 $^{-6}$ , 未出现冷水块14 d的平均风场旋度-1.04 $\times $ 10 $^{-6}$ , 冷水块与海面风场旋度也有一定的对应关系.

图 8(Fig. 8)

图 8 2016年夏季逐日的区域平均风场旋度 Fig.8 Time series of averaged wind curl in summer 2016

本文对江苏沿海2016年7月18—21日的走航CTD观测资料和AVHRR资料进行了对比分析, 尽管由于这两种资料本身可能存在误差及走航观测的时间不同步性, 但是它们给出的冷水块特征有较好的一致性, 基本达到了分析冷水块特征的要求.

AVHRR资料和走航CTD观测资料给出的2016年夏季冷水块主要特征为: ①月平均海表温的冷水块半径为67.9~85.8 km, 强度为0.5~1.2 ℃, 冷水块中心与沿岸温差为1.9~ 2.9 ℃；②逐日海表温有78 d存在冷水块, 最大半径161.8 km, 最大强度2.8 ℃, 与沿岸最大温差为5.9 ℃, 其中心位置变化大, 相邻两天中心位置的最大距离为125.4 km；③从海面到30 m层都存在冷水块中心, 其中心位置逐层向东倾斜.

逐日冷水块和风场的对比分析表明, 冷水块期间的南风分量明显比没有冷水块期间强, 南风产生的底层向岸补偿流和上升流有利于冷水块形成.在AVHRR和CTD观测资料中, 从海面到30 m层的冷水块中心逐渐向东倾斜, 温跃层以下的等温线从黄海底部向江苏沿海逐渐向上抬升, 这些特征也显示存在从黄海沿底部向江苏沿海输送冷水的通道.本文的分析还表明风场旋度对冷水块也有一定的影响, 正值旋度有利于冷水块的形成.有些研究^{[3, 12]}认为天文潮对江苏沿海的海温结构也有影响, 我们也作了2016年夏季天文潮与冷水块的对应分析, 但是该时间段风场等其他因素对冷水块的影响更强, 没有很清晰地看出天文潮对冷水块的影响.长江冲淡水夏季向东北扩展, 冲淡水导致的热盐环流与地形的相互作用, 也可能对冷水块有影响.后续研究中, 将通过更长年份的资料分析, 更深入地讨论风场和天文潮对冷水块的影响; 还将通过数值模拟分析冲淡水等更多因素对冷水块的影响.