东海黑潮外文翻译资料

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东海黑潮

Y. Hsueh

Department of Oceanography, Florida State University, Tallahassee, FL 32306-4320, USA

Received 1 January 1996; accepted 30 July 1998

摘要：通过对东海黑潮区域地底地形进行水文和运动学观测，表明黑潮和大陆架的低温低盐水团之间存在充分的水体交换。大约28°N以南，黑潮流入陆架并且上升，其造成的向岸入侵流由一支陆架水表层离岸流所补偿。这支离岸流本身又是黑潮入侵流产生的水平环流的一部分。大约在28°N以北，由于日本九州岛海底地形的阻挡，迫使黑潮转向东流且分出一部分流向另一侧。这种分离产生对马暖流，并且在世界海洋环流试验近期获得的海流线路中被证实。因此，沿着东海陆架边缘流动的表面流的显著特点是南支辐合，北支辐散。通过对黑潮海流的高分辨率数值模拟进一步证实了这支表层流的特征。模式输出结果表明，通过横穿陆架边缘的水流交换，黑潮损失了7%的热量和盐分，并以约1.0Sv的速率得到淡水。

关键词：西边界流；黑潮；东中国海

1. 引言

过去几年，东海黑潮引起了许多中国学者的关注(e.g.,Chao, 1990;Chern et al., 1990;Qiu and Imasato, 1990;Qiu et al., 1990;Chen et al., 1992;Hsueh et al., 1992; Hsueh et al., 1993;Ichikawa and Beardsley, 1993;Lie and Cho, 1994)。由于高纬度北太平洋引力小，所以北太平洋黑潮携带热量和盐份的极向流比北大西洋的暖流更加重要(Roemmich and McCallister, 1989;Bryden et al., 1991)。一方面，它的变化是与东海相互作用的结果且有着至关重要的意义，另外，我们应当清楚，它引起的无论是区域的还是全球的气候变化都是亟需解决的问题。另一方面，来自黑潮的热量和盐份的流入，影响着边缘海域海水的形成，当它流过高纬度时逐渐变冷，又成为了形成北太平洋中层水的一个源头(Talley, 1993)。正是由于黑潮的重要性，黑潮流过形成的东海环流被记录和阐述。这篇文章将结合已经完成的论文和正在进行的研究的结果进行综述，所以基于这些结果的结论应该考虑它的原假设并做出相应的改变。

1. 背景

东海是由琉球群岛，日本，韩国，中国和台湾陆地边界围成的海域（图1是其地理位置）。它包含一个广阔的陆架和一条主要的沿陆架外围流动的西边界流，即黑潮。由于气候学特征，东海常年水温低，含盐量低(Levitus, 1982)。

然而，由于北太平洋中心副热带模式水的影响，黑潮上层的温跃层则水温高，盐度大(NItani, 1972;McCartney,1982;Tsuc-

hiya,1982)。

通常，黑潮的流向被认为是，穿过位于台湾和琉球群岛西北部末端的与那岛之间的东台湾海峡，进入东海，然后沿着大陆架向东北流动穿过30°N(Nitani, 1972;Johns et al., 1995)。在30°N，黑潮分离成两支，左边的一支成为对马海流(Sverdrub et al., 1942)。而另一只则穿过吐噶喇海峡流出东海。

图1：研究区域地理图。图中以开放的箭头表示黑潮的流向。模拟区域用直线画出。开放边界用虚线，沿海边界用实线。冲绳海槽没有标出，但它是陆架（约黑潮洋流的左边缘）与琉球群岛之间的区域。海底地形参见图6。

温跃层上层温盐变化的海流主要沿着陆架分布穿过28°N，同时在28°N，由于东西向分布的大陆架，黑潮的底层水被抬升，形成的表层环流使冷和低盐的陆架水流入黑潮。此外，受陆架阻挡，在表层黑潮产生的曲流都能使陆架水再回流入黑潮。总之，在表层有陆架水辐合流入28°N以南的黑潮。

相比之下，在30°N附近，黑潮直接流向九州岛海岸，然后受海岸的阻挡迫使转向东流。同时，由黑潮分离的左支洋流使北向流增强，并最终流过九州岛北边的对马海峡(Lie and Cho, 1994)。事实显示，黑潮洋流大致在东海北部分叉，为黄海和日本海提供来自热带海洋的热量和盐度。

因此，东海黑潮洋流使南部表层水辐合增强同时合并陆架水一同流入黑潮，然后在北部使水辐散增强，将黑潮的热量和盐度传递至周边海域。

1. 28°N以南的汇合流

黑潮与台湾东北陆架的碰撞使黑潮底层水涌向陆面。所以夏季陆架外部末端附近会形成许多水池(Hsueh et al., 1997)。图2是Hsueh等人(1993)经过计算后的重现，它展示了50m深处的温度分布。陆架外有许多封闭和半封闭的等高线，每条等高线表示一个局部最小值，用来表征黑潮地层水的T-S特性(Hsueh et al., 1993)。调查区域内北部末端的一条等高线的数值明显偏大，而靠近台湾的则很小，但是也能被观测到。图3展示了1994年8月10日至17日调查区域内一个很小的地方的56m水深出的温度分布。此外，根据最新的能够顺水航行且能分阶段计算平均值的船载声学多普勒海流剖面仪测量数据展示（图三中网格以箭头表示），涡旋呈逆时针旋转，与热成风很相似(Tang et al., 1999)。基于最新的sb-ADCP航行资料，图4中用箭头趋势展示了1994年8月12日台湾东北海水表面16m深处温度异常情况，在这片低温区域存在一个小的涡旋。而更大的区域则明显向北延伸，非常接近于在1991年发现的黑潮底层水汇合区(Hsueh et al., 1993)。如果sb-ADCP测量的关于这个小涡旋有任何的特征，那么围绕汇合区的环流在红外线图上应该有相似的特征，同为逆时针旋转，从而使大片陆架水辐合流向汇合区南部的黑潮。

图3:1994年8月10日-17日台湾东北陆架边缘区56m深度处的温度分布。地形由从200m开始以400m为间隔的等深线表示。箭头为船载-ADCP测量的矢量平均流速。注意约22℃等值线以东的细箭头，其标尺是正常的一半。

图2：50 m深处的水温分布，等值线间隔为℃。资料来自从1991年8月28日到9月4日期间进行的水文勘测。图中黑点代表测站，它们排列在八个陆架横截面上，截面编号参见四边形近岸一侧的数字。。

图4：1994年8月12日台湾东北海域海表温度卫星红外图像。温度色标在图片左侧。箭头表示sb-ADCP在16m处测量的分阶平均值。白色有数字标标注的区域为1994年8月10日-17日调查的CTD测站。

通过涡旋作用，台湾海峡大陆边缘的部分陆架水流入黑潮。在冬春季，东北季风经常带来台湾海峡的海浪，使海水沿着台湾西海岸移动(Wang and Chern, 1988)。在图3中可以看出这些海水汇入离岸流。台湾北岸周围的离岸流形成了一个传递生物化学物质的管道并流入黑潮，以黑潮底层水的抬升为开始，在陆架断裂处形成了一个完整的交换回路。

因此，在28°N以南，沿着陆架断裂延伸处，黑潮底层水被抬升，而正常的海水流入黑潮补充。这种垂直运动由于离岸流的补充作用而保持一种平衡，离岸流也是表层海水水平环流中的一部分。这种交换作用产生的汇合在海洋生物学和海洋化学中尤其重要，因为它将富含养分的底层水抬升至表层。

1. 28°N以北的分叉流

黑潮沿陆架向东北更深处流动，其形势发生了明显的变化。黑潮以一种非常合适的角度流向九州岛的浅滩地形，并将会影响到本身。这种影响十分明显，超过200km的上游大约30°N也受到影响。受此影响，黑潮开始呈反气旋翻转，且它本身的左侧部分洋流开始分离。这种分离明显使对马暖流和黄海暖流上升，而对马暖流和黄海暖流也是将热带海洋暖水和高盐进行转换并向北输送至亚洲周边海域的渠道。对对马暖流的观测最早开始于20世纪30年代。Sverdrup等人(1942)指出，黑潮左支暖流流入日本海，并沿着日本西海岸向北流去。而另一支，黄海暖流，则被认为是对马暖流的一部分。(Nitani, 1972; Nakao, 1977; Guan, 1984)

黑潮分叉的动力学研究则相对迟缓。利用卫星观测漂流浮标的出现十分关键，首次对黑潮分离形成的对马暖流进行了测量。图5是最近的一份文章中的计算结果，展示了由朝鲜海洋研究和发展协会部署观测的一组漂流浮标的轨道(Hsueh et al., 1996)。这些箭头形状的浮标没10天在地图上标记一次。从图中可以看出，1991年夏季，在32°N，这些浮标分布成3条线路，这证明了北向流和九州岛海岸流的存在。30°N周围，这两处浮标在1992年12月开始离开了固定轨道。其中，近岸漂浮轨迹的存在证明了对马暖流是黑潮洋流分离出来的一支，而剩下的一支越过冲绳海槽顶部并展示了涡旋的结构且向北呈反气旋式的运动。30°N附近，这三处浮标在1993年12月离开固定轨道，后者的轨迹十分接近于另一条，或许是由另一条的一股分离流。总之，这些轨迹呈现出外陆架流向北流动远离东北走向的等深线的方向。水文观测和浮标观测的同时进行证明了放有浮标的这些水是来源于黑潮(Lie and Cho, 1994)。黑潮洋流分叉显然是由于浅滩地形对黑潮流动的阻挡所形成的。而黑潮分离的动力学原因用两层海洋模式来解释，在模式中，接近流限制在上层，而朝模拟陆架移动的上升流在底层(Hsueh et al., 1996)。碰巧，为了使沿陆架流动量守恒以至于模式能够稳定，所以模式上层的深度要远深于层次应有的深度，在这种情况下，洋流必定出现左侧分叉流，而主流本身则会偏移到右侧(Hsueh et al., 1996)。

图5：最新KORDI表面浮标轨迹的合成图。点线的浮标投放时间为1991年夏季，虚线是1992年11月，实线是1993年12月(引自Hsueh et al., 1996)。

黄海海槽中心北向流的直接观测开始于1986年冬季，通过安装固定一套五支水流量计在海面上来观测北向流(Hsueh, 1988)。卫星的红外感应和水流量计均捕捉到这股海流的异常高温，表明海槽中的这股海流是源自黑潮。同时北向流被证明是不连续的并且与冷舌有明显的关系(Hsueh, 1988)。自从北向流在黄海海槽中被观测到后，就被命名为黄海暖流，而黄海暖流也仅仅是南向流在风驱动下的一个转折流(Hsueh and Pang, 1989; Hsueh and Yuan, 1997)。因此，至少在冬季，黑潮表层水辐散在东北季风活动下是被加强的，但是这或许不容易被便捷直观的观测到。

因此，28°N以北，黑潮洋流分叉主要是由于黑潮洋流运动受到九州岛海岸阻挡而产生的上升流作用引起的。这种分叉导致了对马暖流的形成并为黄海暖流提供了黑潮水。这些洋流将热带高温高盐的海水运输至数千米以外的北部，对这些海水到达地方的边缘海域，经过的日本海和鄂霍兹克海以及北太平海水分层的维护都有着重要的作用。

1. 数值模拟

为帮助进行设计实验和使用数据，首先构造了一个高分辨率有限区域的东海黑潮流型模式(Schultz, 1994; Hsueh at el., 1997)。该模式是基于现有的Bryan-Cox代码(Cox, 1984)，同时已经进行温度平均和盐分的初始化，并且经转化的流场与由风驱动的整个北太平洋环流的开放边界相适应。模式中的水平混合是通过系数为-4times;10¹⁸cm⁴s^-1来实现的，垂直扩散是粘性系数为1.0cm²s^-1的拉普拉斯。海洋模式底部，洋流被设定为与海底平行，底部速率是阻力系数为1.0times;10^-3与底部压力方程适配后得到的。模式由网格距为1/6°的均匀网格覆盖。垂直方向上共有30层。黑潮允许穿过吕宋岛15°N的南部的模式边界，同时允许流出140°E模式边界东部的九州岛南部。表层水状态是由50天时间尺度的气候学作用形成的自然场并且没有风应力强迫作用。在3年零9个月后，模式运行趋于平衡。图6展示了该模式的底层地形图。位于东南角5000m深处的盆地逐渐变平。图7展示了模式运行后的水平流场。台湾东北出现冷的逆时针环流，黑潮穿越断裂陆架向东北流动的产生的干扰，30°N附近黑潮产生的左侧分叉流都能在模式中被证明。模拟流型的成功给东海环流中的黑潮的长时间观测得到的特性带来了更多的证据。

图7：模式运行到3.76年时5m深处的瞬时水平速度场。

图6：高分辨率有限区域东海黑潮海流模式的海底地形。

通过使用模式代替，人们开始对东海的热量和水分尝试进行估计和预测。表格1-3分别给出了东海划定海域内水，热量和盐分的值。其中南部边界与24°N平行，东部沿琉球群岛一直延伸到九州岛顶部以南，北至31°N，西边直到中国大陆。外部流入量与控制量相同。南部边界流出量被分离成两部分，一部分流经台湾海峡，流量近似相等的另一部分流经位于14.5°N的东台湾海峡。南部中的北部一半的控制量被限制(见Johns et al., 1995)。随着时间的变化，热量和盐度含量逐渐变小，在3年零278天后消失。

根据近年数据，东台湾海峡的平均斜压运输量是12.5plusmn;2.5Sv(Johns et al., 1995)，平均正压运输量任然未知。最近，基于Sb-ADCP的水流速率测量，计算得出东台湾海峡的总运输量约为10Sv，但这个数字也具有较大的不确定性(Liu et al., 1998)。所以，表1中给出的总运输量值看起来偏低但是并不是完全没有根据的。在黑潮运输中热量和盐度的流失大约为7%。从表1，2中可以计算出流入南部的平均温度，从而估计出模式中穿过24°N运输至北太平洋黑潮携带的热量。通过使用论文中亚热带涡流回输热量公式，可以计算出值为0.27PW，与从观测中得到的估计值0.35PW相似(Bryden et al., 1991)。在

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