發(fā)布時間：2020-11-22 09:49

　　 中國北部近海主要包括渤、黃海以及東海的北部,上述海域均位于中國東部.,是彼此相連且陸架寬闊的中緯度海域。有多種因素影響本海域的季節(jié)性層化現象,如海氣熱通量、潮、水平環(huán)流、徑流、風場、波浪等。傳統(tǒng)研究認為海氣熱通量和潮主導了本海域的季節(jié)性層化,兩者的平衡處即為層化的邊界,也即潮鋒。潮鋒的位置能較好地被該理論預測,但是,在局部海域仍有一定的不足。在這些局部海域,其他因素對層化的作用也很重要,譬如徑流和水平環(huán)流。同時,季節(jié)性層化是影響本研究海域生態(tài)過程的重要物理過程之一 本文基于大量的海上現場觀測、遙感資料、并結合區(qū)域海洋數值模擬系統(tǒng)(ROMS-Regional Ocean Modeling Systems)及不同的湍流封閉模型,對28°N以北的中國近海的層化特征及影響因素作了較為系統(tǒng)的研究；并通過層化初期的春季水華與夏季河口層化區(qū)域的底層缺氧等兩個典型案例詳細闡述了平流對層化區(qū)生態(tài)過程的重要影響。主要的工作和獲得的認識有： 研究并揭示了渤海的層化除了受增溫與潮混合控制之外,還受北黃海和遼東半島西側深層冷水的平流過程的影響。渤海溫躍層下的底層冷水是顯著且長期穩(wěn)定的水文現象,底層冷水分別位于遼東灣內和渤海南部,前者的溫度較后者偏低1-3℃左右,從而形成南、北不對稱的底層冷水結構。熱通量和熱容量的區(qū)域差異是早期形成雙中心冷水不對稱結構的主要原因。北黃海和遼東半島西側深層冷水的平流作用對北部冷中心的貢獻大于對南部冷中心的影響,是維持不對稱的雙中心冷水結構的主要原因。 研究并揭示除了海表增溫之外,冬季黃海高溫高鹽水入侵黃�？稍鰪娤募军S海的層化；潮流的水平擴散使更多的長江沖淡水向江蘇北部沿岸和黃海西部擴展,顯著地增強了南黃海西部的層化。模擬再現了南黃海中部海槽和渤海海峽東部洼地附近的潮流及其混合偏弱的特征,由此成為黃海深層冷水較為穩(wěn)定及其上方躍層較強的主要因素之一。模擬表明黃海冷水團周圍以氣旋式環(huán)流為主,是底層冷水相對穩(wěn)定的另一個因素。 發(fā)現了南黃海海域春季次表層水華位于躍層附近,揭示了表、底層的平流過程對水華變化規(guī)律的影響。南黃海的海槽西側斜坡和海槽中央的春季層化發(fā)展的過程有差異。冬季,在海槽西側的斜坡海域,底層受黃海高溫高鹽水北上平流的影響,而表層受低溫低鹽的沿岸水南下平流的影響,即使春季海表增溫之后,層化也相對較弱,因此水華強度較弱且持續(xù)時間較短。在海槽中部,平流以弱潮流的周期性運動為主,潮混合較弱,冬季主要是低溫高鹽水,因此,春季海表增溫之后的層化發(fā)展較快、較強,因此水華的濃度更高、持續(xù)時間更久。 分析了長江沖淡水、臺灣暖流的平流效應以及海表增溫共同導致長江口毗鄰海域強層化的特征,揭示了長江沖淡水的走向是影響鄰近海域缺氧區(qū)空間變化的物理原因。穩(wěn)定的水體結構使該海域的底層溶解氧消耗后不能得到有效補充,從而成為底層水體缺氧的前提。風場、臺灣暖流和徑流等因素的年際差異導致了研究海域沖淡水擴展范圍的年際變化,由此不僅影響了營養(yǎng)鹽和懸浮有機質的分布,還影響鹽度層化的分布,成為缺氧區(qū)年際變化的物理機制。通過ROMS對典型年份1999年和2006年的比較研究證實了上述機制的作用。 本文還通過實際海域的算例,比較了四種湍流封閉模型在不同海域的表現。四種湍流封閉模式反映的層化結構具有不同特點,需要根據實際情況選擇合適的湍流封閉模式。
【學位單位】：浙江大學
【學位級別】：博士
【學位年份】：2011
【中圖分類】：P731.2
【部分圖文】：

上述因素中，有些具有明顯的局地特征。因此，研究季節(jié)性層化及其因素必須在一定的時、空背景下才能進行。本文研究的海域主要是28ON以北的渤、黃、東海(本文簡稱“中國北部近�！保瑘D1一1)。這是一個緯度上處于溫帶的半封閉的陸架邊緣海，西面和北面是中國大陸，東面從北至南分別是朝鮮半島、九州島、臺灣島，以及九州島與臺灣島之間的琉球島鏈。本海域通過幾個重要水道與外海相連。在朝鮮半島和九州島之間通過朝鮮海峽/對馬海峽與日本海(韓國稱東海)相連;九州以南通過大隅海峽、吐噶喇海峽和琉球島鏈分別與西北太平洋的菲律賓海相連;南面通過臺灣海峽與南海相連。渤、黃海，以及大部分東海均屬寬闊的陸架。海域的潮汐、潮流非常顯著(Fang alldYang， 1985;丁文蘭，1985;Fang，1986)’。受東亞季風影響，風場的強弱和方向均有顯著的季節(jié)變化。在東海陸坡附近有著名的西邊界流一黑潮經過。在海域周邊

他人的后續(xù)研究一般根據有效波高H、來確定表面粗糙度(兩者同量級)，譬如z。=1.6·H、 (KanthaandClayson，2004，Appendix)或者z。=0.6·H、(Staeey，1999，該文公式(5)和(6))。圖4一21給出了渤海冬季和夏季的有效波高(AVISO風浪資料)，，其中夏季有效波高約為0.sm左右。本文經過試驗之后，ROMS模式中表層粗糙度取為0.巧m較為合適。模擬結果對比如圖4一22和圖4一23所示�？紤]波浪之后，表層的垂向混合系數從 0.lm，/S增加到 4mZ/s，變化較明顯，使上混合層厚度增厚lm左右。但是，影響的深度一般在近表層3m之內。與底層的垂向混合系數(潮的作用)相比，表面波浪對混合的增強相對影響較小。41oN41oN40oN40oN39oN39oN38oN37ON一一一38oN 118oE119oE120oE121oE122oE37oN二二二 118oE119OE120oE121oE122oE圖4一21渤海冬季和夏季典型月份的有效波高(單位:m)(資料源自http://www.aviso.oeeanobs.eom/en/data/prod、、cts/wind一waves一prod、:cts八ndex.lltml)源自 http://www.aviso.oeeanobs.eom/en/dat留products/wind一waves一prodL

形成較強的鹽度鋒面。同時，淡水較輕，覆蓋在表層的薄層內，表層淡水可使密度層化增強，垂向混合減弱。由于黃河和遼河的徑流量都較小，因此對于垂向混合較為顯著的影響區(qū)域都較小(圖4一24)。后者影響垂向和水平環(huán)流。首先，形成了河口重力環(huán)流，即表層淡水向外、而底層高鹽水向內補償的現象。其次，對水平環(huán)流也有影響。沖淡水鋒面的存在改變了水平密度分布特征，進而影響水平流場。特別是當徑流量有長期的、較大的改變時，對于環(huán)流空間分布也可造成較明顯的影響。吳德星等(2004)曾利用1958年和2000年的大面觀測溫、鹽對渤海密度流進行了診斷計算，表明這種影響的確是不容忽視的。圖4一25表明考慮徑流后，斷面兩端(即河口附近)和表層鹽度都有明顯的降低，而底層鹽度反而有所升高。圖4一26和圖4一27表明徑流的加入，還對溫度和密度的結構造成了較為明顯的影響。體現了徑流對于混合和環(huán)流兩方面的影響是共存的
【參考文獻】

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本文編號：2894512