浙江沿岸春季上升流的数值研究

倪婷婷，管卫兵*，3，曹振轶，陈 琪

浙江沿岸春季上升流的数值研究

倪婷婷1，2，管卫兵*1，2，3，曹振轶1，2，陈 琪1，2

（1.卫星海洋环境动力学国家重点实验室，浙江杭州 310012；2.国家海洋局第二海洋研究所，浙江杭州 310012；3.浙江大学海洋科学与工程学系，浙江杭州 310058）

采用三维斜压非线性数值模式ROMS（Regional Ocean Modeling System），在浙江沿岸特殊地形的基础上综合考虑风场、台湾暖流、潮流以及长江径流等可变因子，对春季浙江沿岸上升流进行了数值研究。研究结果表明，浙江沿岸春季存在上升流，且上升流以带状分布在浙江近岸海域，在渔山列岛附近（28.40°N，122.00°E）以及舟山群岛附近（30.70°N，122.60°～123.00°E）存在2个上升流中心。风、台湾暖流和潮动力是影响浙江沿岸春季上升流的重要因子，其中风和台湾暖流对浙江沿岸整条上升流带均有影响；潮动力仅对28.60°N纬度线以北至舟山群岛附近的上升流以及2个上升流中心的强度存在影响；长江径流对2个上升流中心、舟山群岛及长江口附近的上升流有一定影响。通过对浙江沿岸海域流场的分析可以发现，舟山群岛附近底层各等深线上水体向岸运动的速度比周围海域的大，跨越底层各等深线向上涌升的趋势更明显，间接反映了舟山群岛附近的上升流强度相对较强。对于舟山群岛附近的上升流而言，30 m深度以浅的海域，科氏力、水平平流作用与垂直粘性力是上升流形成的主要动力，30 m深度以深的海域，上升流形成的主要动力为科氏力与压强梯度力，此时水平平流作用和垂直粘性力对上升流的影响较弱。

浙江沿岸；上升流；区域海洋数值模式（ROMS）；动力成因

0 引言

浙江近岸海域是我国近海最大渔场所在地，其中以舟山渔场最为著名。渔场的形成，除特定的生物因素外，亦与此区域的上升流有密切联系。上升流从输送营养盐、影响渔场位置和驱赶底层鱼这三个方面对渔场产生作用［1］。2011年我国沿海赤潮共发生55次，东海发生了23次，成为赤潮灾害的高发区，发生的次数和累计面积分别占全国海域的41.8%和21.5%，其中浙江沿海又是东海赤潮灾害的多发区［2］。从历年统计数据分析，浙江沿海赤潮发生次数占全国的三分之一，累计面积达全国一半以上，赤潮造成的直接经济损失自20世纪90年代至今，已达到数亿元［3］。赤潮灾害的发生不仅与气象条件和水体理化环境有关，而且与上升流等物理过程密切相关。由此可见，研究浙江沿岸上升流对水产养殖和防治赤潮等生态环境问题都具有重要意义。

一直以来，人们主要依赖对温、盐以及少数实测资料的分析，直观地揭示了浙江沿岸存在上升流，进而认识了上升流现象以及结构。1964年学者们就已经提出浙江沿岸存在上升流［4-5］；胡敦欣等［6］在20世纪70年代末对浙江沿岸上升流的动力机制进行了初步探讨；曹欣中等［1，7］将诱发浙江近岸上升流的机制归纳为受地形摩擦影响而产生的向岸的剩余压强梯度力；潘玉球等［8］认为风、台湾暖流和地形是影响浙江沿岸上升流的主要动力机制，风和地形对上升流的贡献同等重要；刘先炳等［9］提出浙江沿岸上升流按成因可分为2个区域——近岸区以及远岸区，风是影响近岸区上升流的重要原因，而台湾暖流是远岸区上升流形成的主要诱导因子；黄祖珂等［10］认为风、潮汐和台湾暖流等因素的共同作用导致沿岸上升流的形成并影响其变化。以上的探究主要针对浙江沿岸夏季上升流，后来很多学者接连提出浙江沿岸冬季也存在上升流［11-12］，但对其动力机制存在一定争议。有学者认为风和台湾暖流是影响冬季闽浙沿岸上升流的重要因子［13］，也有研究表明低盐近岸水和台湾暖流之间的密度锋是诱发冬季浙江沿岸上升流的主要动力机制［14］。有研究表明，浙江沿岸一年四季都存在上升流，上升流中心和强度有明显的季节变化［15］，且主要呈狭长带状分布在沿岸海域［16］。对浙江沿岸上升流中心流速估算从8.4×10-4cm/s［12］，6.5×10-3cm/s［16］，7.0×10-3cm/s［9］一直到8.5×10-3cm/ s［17］。从这些估算数据可以看出，上升流流速的量级约为10-3cm/s。

前人多将研究重点放在夏季和冬季浙江沿岸上升流上，而对该海域春季上升流现象的研究相对较少。考虑到春季是冬、夏两季的过渡季节，同时春季往往也是赤潮灾害的高发时期，因此研究春季浙江沿岸上升流有助于了解海域的物理环境，为水产养殖以及海洋生态环境的保护提供理论支持。为进一步弄清春季上升流的状况及动力机制，本文将在观测资料的基础上利用区域海洋模拟系统ROMS，探讨风、台湾暖流、潮和长江径流对春季浙江沿岸上升流的影响。

1 模型简介

1.1 ROMS模型概述

ROMS（Regional Ocean Modeling System）三维非线性原始方程［18-21］模式是由Rutgers University和UCLA（University of California，Los Angeles）两校在SCRUM（S-coordinate Rutgers University Model）［22］的基础上共同研究开发的，水平方向采用曲线正交的Arakawa C网格配置，垂向则采用了随底的S坐标（Stretched Terrain-following Coordinates）［22-23］。ROMS为用户提供了多种数值计算方案，具有梯度、辐射、Chapman［24］、Flather［25］等多种边界条件选择，它采用预处理机制，可以根据选择格式的不同激活相应的代码模块。为提高计算效率，ROMS计算时可以采用内、外模态分离方案，并使用并行运算替代串行运算，从而提高编译和运行效率。此模式可以模拟多种尺度的运动，在海洋研究领域内得到广泛应用。

1.2 模型控制方程

ROMS控制方程采用的是Boussinesq近似、海水不可压缩和流体静力学近似假设下的Naiver-Strokes方程。笛卡尔坐标系下的控制方程组如下：动量方程：

式中：t为时间（s）；→V=u→i+v→j，为水平速度（m/s）；u，v和w分别为笛卡尔坐标系中x、y和z方向的流速，为散度算子；f为科氏参数（1/s）；υ为分子粘性系数；Φ=P/ρ0，为动压强；Fu和Fv为强迫/源汇项；Du和Dv为耗散项；其中采用参数化的雷诺应力和湍流通量来闭合方程组：u′w′=为垂向涡流粘性系数，上划线表示时间平均，右撇号表示对均值的扰动。

式中：ρ为水体密度（kg/m3）；ρ0为水体参考密度（kg/ m3）；T为水体位温（℃）；S为水体盐度；P≈-ρ0gz，为水体总压强（N/m2）；g为重力加速度（m/s2）。

对流扩散方程：

式中：C为标量场，如温度、盐度等；υθ为分子扩散系为垂向涡流扩散系数；FC为强迫/源汇项；DC为耗散项。

1.3 模型设置

1.3.1 模型区域和资料来源

研究区域选定为27.00°～37.00°N，119.15°～125.00°E之间的海域（图1a）。模型的水平分辨率为（1/72）°×（1/72）°，垂向分为20层。模拟时间从2010年11月1日至2011年10月30日，为使模型达到稳定状态，前3个月模型数据均为2011年1月的数据。温度、盐度、海表面净热通量和海表面淡水通量资料均来自HYCOM数值模拟结果（HYCOM+ NCODA Global 1/12°Analysis），风场数据来自NOAA Coast Watch发布的METOP-ASCAT实时资料。入海径流主要包括长江径流和钱塘江径流，长江径流数据来自大通站2011年观测值，钱塘江径流资料为多年月平均数据。模型加入了4个主要分潮（M2、K1、O1和S2），其中潮汐数据通过大范围数值模拟结果（OTPS）插值得到。岸线数据取自GSH HS（A Global Self-consistent，Hierarchical，High-resolution Shoreline Database），地形数据采用ETOPO1全球地形插值结果。

1.3.2 边界条件及参数设置

模型除采用梯度和辐射开边界条件外，还采用了Chapman［24］和Flather［25］开边界条件。在湍流闭合方案的选取上，模型采用GLS-MIXING中的k-kl闭合方案。在垂向坐标的选择上，模型采用了模拟环流较常应用的Vtransfrom=1和Vstreching=1方案。表1和表2分别给出了模型运行的相关参数设置和垂向坐标设置。

1.3.3 数值实验方案

根据前人研究结果可知，影响浙江沿岸上升流的可变因子主要包括风、台湾暖流、潮动力和长江径流。为探究以上哪些是影响春季浙江沿岸上升流的因子，特设计了5个数值实验，其中除控制实验外还包括了4个敏感性实验，分别为无风实验、无台湾暖流实验、无潮实验和无长江径流实验。基础数值模拟为控制实验，其它实验方案分别将风、台湾暖流、潮和长江径流从模型中单独移除，同时维持其他动力因子，将得到的敏感实验结果和控制实验结果对比，从而可得知该因子对上升流的影响程度。

另一方面，分别选取Za断面附近（29.50°N）、舟山群岛附近以及长江口附近底层20，30和50 m等深线上各3个点，通过分析每点流场的动力状况，进一步了解究竟哪些力是形成上升流的主要动力。

2 上升流现象存在的观测证据

2011年3月30日至5月27日，“973”项目“我国近海藻华灾害演变机制与生态安全”组织了为期2个月的出海调查（观测站位分布如图1b所示），获得了Za断面（29.50°N附近）温度和盐度的多次观测数据，其垂向观测分辨率为0.5 m。

根据以往研究发现，当近岸海域有上升流现象出现时，底层的低温、高盐、富含营养物质的水体涌升，替换表层水体（此结论主要针对冬季和夏季上升流），因此温度、盐度和溶解氧被认为是衡量上升流存在与否的重要指标［26］。有上升流现象出现的海域，其等温度线和等盐度线分布往往会呈现上凸趋势［6，27-29］。从图2可以看出，Za断面等温度线分布呈现上凸趋势，由于春季研究海域底层水体温度高于表层温度，所以温度剖面图呈现暖水沿岸上涌现象。从3月末至5月中旬上述现象持续存在，说明此海域可能存在上升流。温度和盐度指标是上升流存在的间接证据，由于受观测难度限制无法获取水体的垂直速度等能证明上升流存在的直接证据，因此，为弄清春季浙江沿岸上升流的状况以及动力机制，我们将借助数值模式ROMS对研究海域开展进一步研究。

3 模型验证

图3所示为2011年5月2日Za断面温度分布的观测和数值模拟结果图，经对比可以发现，等温线分布较为相似，均呈现近岸上凸现象，且在10 m至20 m层之间都存在中层冷水团。虽然两图存在细微差别，但趋势基本一致，这说明该数值模拟结果可信度较高，因此可以利用此模型的结果进一步研究上升流等相关问题。

4 浙江沿岸春季上升流的数值模拟

4.1 控制实验

4.1.1 水平环流

为提高模式的分辨率，我们选择了相对较小的研究区域，此海域主要包括了长江冲淡水、浙江沿岸流和台湾暖流等流系。

冬季表层环流模拟结果显示，长江冲淡水与钱塘江水汇集于杭州湾，后绕舟山群岛，在偏北风的作用下，沿岸由东北向西南运动，形成了东海沿岸流的北段——浙江沿岸流。此时，沿岸流的流向和台湾暖流的流向恰好相反。4月至5月期间，研究区域内冷、暖气团交替频繁，风向多变且不稳定，从而导致表层流流向杂乱无章，相对冬季和夏季各流系规律并不明显。夏季表层环流模拟结果显示，长江冲淡水出口门后先向东偏南方向运动，随后在122.50°E转向东北方向，转向后的长江冲淡水呈反气旋，该结论与文献［30-31］研究结果相符；由于受夏季偏南风的控制，浙江沿岸流自西南向东北贴岸运动，流向与台湾暖流方向相同；台湾暖流北界由冬季的31°N南缩到30°N附近。由以上分析可知，模拟结果与传统认识基本一致。

4.1.2 垂直环流

图4a～4c分别代表春季研究海域20 m层上升流平面分布图、28.40°N和29.50°N断面垂直速度分布图。从图4a中可以看出，浙江沿岸存在一条上升流带，此上升流带从长江口附近绕过舟山群岛延伸至台山列岛，在渔山列岛（28.40°N，122.00°～122.10° E）以及舟山群岛附近（30.70°N，122.60°～123.00°E）有相对较强的上升流中心，上升流的分布与台湾暖流的走向基本相似。由于春季北风减弱，台湾暖流较冬季有所增强，上升流流速比冬季明显增加［15］。在28.40°N断面图中，上升流在122.06°E和122.15°E附近较强，一直延伸至60 m层。在29.50°N断面图中，上升流在122.50°E附近较强，20 m层上升流流速达到最大，一直延伸至50 m层，此现象证实了上文提出的Za断面附近（29.50°N）存在上升流的猜测。

4.1.3 流场动力成因分析

底层水体穿越等深线向上运动是形成上升流的必要条件，通过分析研究区域内流场的动力成因，可以进一步了解究竟哪些因子更有利于底层水体向岸流动，并穿过等深线向上运动，从而形成上升流。

分别选取Za断面附近（29.50°N）、舟山群岛附近以及长江口附近底层20，30和50 m等深线上各3点，如图5所示，Za断面附近20，30和50 m等深线上的3点分别为A1、A2与A3，舟山群岛附近的3点分别为B1、B2与B3，以及长江口附近的C1、C2与C3。通过分析每点沿岸向（y向）动量方程（式7）可以进一步解释式中各项对向岸流流速的贡献量。

本文所用的坐标系为笛卡尔坐标系，东西向记为x方向，南北向记为y方向。y向动量方程可写成：

式（7）左右两边同时除以f，可以求出底层所选取的3条等深线上水体向岸流的流速u的各个分量（正值代表离岸，负值代表向岸，单位：cm/s）：

式（8）等号右侧的每一项依次定义为u1、u2、u3、u4、u5和u6，分别代表加速度项、压强梯度项、水平平流项、垂直平流项、水平粘性项和垂直粘性项所形成的向岸流（离岸流）流速的大小；u代表向岸流的流速，同时也反映了科氏力对向岸流的贡献量，将以上各速度分量制成表格（表3）。

通过表3可以看出，舟山群岛附近B1点和B2点上科氏项、压强梯度项、水平平流项和垂直粘性项所产生的流速相对其它项要大，其中只有压强梯度项有利于离岸流的形成，其他3项均有利于向岸流的形成；B3点上水平平流项和垂直粘性项所产生的流速急剧变小，此时向岸流主要由科氏项和压强梯度项产生。29.50°N附近A1和A2点上科氏力、压强梯度力和垂直粘性力3者在动量方程中所占比重相对较大，其中科氏力和垂直粘性力是产生向岸流的主要动力；A3点上向岸流流速几乎为零，此点处压强梯度力和垂直粘性力两者相互平衡，其中垂直粘性力有利于形成向岸流，而压强梯度力有利于形成离岸流。长江口附近主要是科氏力和压强梯度力两者维系动量平衡，且均有利于向岸流的形成。

通过分析可以发现，舟山群岛附近底层各等深线上的向岸流流速较其他2个区域的流速大，此现象说明舟山群岛附近水体穿过等深线沿地形爬升的趋势更强，上升流的强度相对较大。在20 m等深线至30 m等深线之间科氏力、水平平流作用和垂直粘性力三者有利于舟山群岛附近的上升流形成，50 m等深线上的垂直粘性力对上升流的形成贡献相对较小，压强梯度力的贡献较大。

4.2 无风实验

4.2.1 垂直环流

2011年4月研究区域盛行偏北风，根据传统的Ekman理论可知，偏北风有利于沿岸海域下降流的形成，若将风场移除，上升流会增强，但本数值实验结果和上述观点恰好相反。从图6a可以看出，当风速为0 m/s时，上升流的范围变小，强度减弱。原存在于三门湾至舟山群岛附近的上升流带几乎消失，温岭至台山列岛沿岸海域的上升流带虽然存在，但强度和范围均变小。2个上升流中心的强度也有所降低，其中28.40°N，122.00°E处的中心强度减小的程度相对较大，28.40°N垂直分量断面图也可说明此现象，该断面上60 m层以浅的地方上升流几乎消失。与控制实验相比，29.50°N附近30 m层以浅的地方上升流分布变化不大，但30 m层至50 m层之间的上升流的强度显著变小。

4.2.2 流场动力成因分析

对比表3和表4可知，舟山群岛附近B1、B2和B3点上的向岸流流速均减小至原来的一半。B1点的受力情况发生改变，在动量方程中，压强梯度力变小，垂直平流的作用增加，垂直粘性项和科氏项所产生的向岸流流速明显减弱，水平平流项所产生的向岸流流速增大；B2点上的水平平流项和科氏项对形成向岸流的贡献降低；B3点的受力情况和控制实验相比，最突出的特征是压强梯度力所产生的向岸流流速显著减小。长江口附近C1和C2点上的向岸流流速随着风场的消失而减小；C1点上的垂直粘性力增大，压强梯度力所形成的向岸流流速变大；C2点上由科氏项、压强梯度项和垂直粘性项所产生的向岸流的流速均有减弱的趋势，垂直平流项和水平粘性项所形成的向岸流流速略有增加；C3点上动量方程中的各项对向岸流流速的贡献均未发生较大改变。A1和A2两点处的向岸流流速稍有增大，A3点处由控制实验的向岸流变为离岸流。垂直粘性力所产生的向岸流流速在A1点处增强，在另外两点处减弱。总体而言，29.50° N附近的流场状况相较其它两处变化较小。

以上分析说明，去除风场后，舟山群岛以及长江口附近底层各等深线上（除C3点外）向岸流流速减小至控制实验的一半，上升流的强度也相应减弱，上升流平面分布图（图6a）也说明了此现象。舟山群岛附近底层20 m等深线上，科氏项和垂直粘性项对上升流形成的作用减小，而水平平流项的作用增加；底层30 m等深线上，科氏项和水平平流项对上升流形成的贡献降低；而在50 m等深线上，最突出的特征是压强梯度力对上升流形成的作用明显减小。

4.3 无台湾暖流实验

4.3.1 垂直环流

台湾暖流是东海海域主要环流系统之一，很多研究表明，台湾暖流对夏季和冬季浙江沿岸上升流均有影响［8-9，32］，由于台湾暖流常年稳定存在，因此，它可能对春季浙江沿岸上升流的形成也有一定的影响。

从20 m层上升流平面分布图（图7a）上可以看出，浙江沿岸上升流带的范围以及强度比控制实验要小很多，在28.20°N以及舟山群岛附近，上升流带均出现断裂，2个上升流中心的强度也有所减弱，位于28.40°N，122.00°E附近的强上升流中心几乎消失。在28.40°N断面上，60 m以浅的地方垂直速度明显变小，上升流强度显著降低。在29.50°N断面上，上升流除在30 m至50 m层之间有微小变化外，垂直速度的分布和控制实验基本相似。以上分析表明，台湾暖流对浙江沿岸大部分上升流区都存在一定影响。

4.3.2 流场动力成因分析

舟山群岛附近B1和B2两点上，向岸流流速分别由5.28 cm/s降至5.10 cm/s以及由6.09 cm/s降至5.08 cm/s；B2点上的科氏项、水平平流项和垂直粘性项所产生的向岸流速度均减小了1 cm/s左右；而在B3点上，上述3项所产生的向岸流流速均增加。长江口附近C2点处，由科氏项所产生的向岸流流速变小；另外两点处除个别因子对向岸流的形成存在微小变化外，总的向岸流流速几乎未发生改变。29.50°N断面附近底层上述3条等深线上各点的向岸流流速变化很小，可忽略不计。

通过上述分析可知，不考虑台湾暖流，舟山群岛附近底层20 m以及30 m等深线上向岸流流速略有减小，上升流的强度减弱。在底层20 m等深线上，水平平流项对上升流形成的贡献增加，垂直粘性项和科氏项的作用减小；在底层30 m等深线上，上述3个力对上升流形成的贡献均变小；在底层50 m等深线上，除压强梯度力对上升流形成的作用降低外，其余3项的作用全部增加。上升流平面分布图（图7a）同样显示，舟山群岛附近上升流的中心强度比控制实验弱，上升流的范围小，但另两处海域的上升流强度变化相对较小。

4.4 无潮实验

4.4.1 垂直环流

潮被认为是驱动浙江沿岸上升流的动力因子之一［32-33］，从上升流平面分布图（图8a）可以看出，28.60°N纬度线以北至舟山群岛附近上升流的范围变小，强度减弱；28.60°N纬度线以南海域上升流带稍有变宽；位于28.40°N，122.00°E附近的上升流中心强度有所增强。在28.40°N断面中，30 m层以深的区域垂直速度比控制实验要大很多，上升流强度增加。在29.50°N断面中，30 m以浅的地方垂直速度明显降低，与控制实验相比上升流强度减弱，而30 m以深的地方上升流变化较小。

4.4.2 流场动力成因分析

和控制实验相比，A1、A2、A3、B1、B2、C2和C3各点处向岸流的速度明显减弱；B3和C12点处的向岸流速度略有增加。舟山群岛附近底层20 m等深线上，科氏项、垂直平流项和垂直粘性项对向岸流的形成较有利；底层30 m等深线上，科氏项、水平平流项和垂直粘性项3者对向岸流的贡献较为明显，但和控制实验相比，上述3项对上升流的贡献量均有一定程度的降低；而在50 m等深线上，科氏项和压强梯度项的作用明显增加。在29.50°N附近20 m等深线上，科氏项和垂直粘性项对向岸流形成的贡献较大，30 m和50 m等深线上，垂直粘性项对向岸流形成的贡献相对较大。而在长江口附近，形成向岸流的因子主要是科氏项和压强梯度项。

由以上分析可知，舟山群岛附近的水体穿过底层20 m和30 m等深线、长江口附近水体穿过底层30 m和50 m等深线以及29.50°N附近的水体穿过3条等深线向上涌升的势头减弱，上升流的强度减小。舟山群岛附近底层20 m等深线上，科氏项和水平平流项对上升流形成的作用变小，垂直平流项和垂直粘性项对上升流形成的作用增加；30 m等深线上，科氏力、水平平流和垂直粘性力对上升流形成的作用均减弱；50 m等深线上，科氏力和压强梯度力对上升流形成的贡献增加，而垂直粘性力的贡献降低。长江口附近水体在底层20 m等深线上的向岸流流速增加了0.64 cm/s，而在底层30 m以及50 m等深线上的向岸流流速分别减小了0.67 cm/s和0.82 cm/s，总体而言，此处上升流强度变化不大。

4.5 无长江径流实验

4.5.1 垂直环流

从20 m层上升流平面分布图（图9a）可以看出，上升流带的范围与强度存在一定变化。与控制实验对比发现，29.50°N以北至舟山群岛附近水域之间的上升流带、舟山附近以及长江口附近的上升流强度有所减弱，但减弱程度较小。28.40°N垂直分量断面分布图（图9b）显示，除原存在于20 m深度处的上升流中心下降至25 m左右外，其他深度处的垂直分量分布基本未变。在29.50°N断面图中，30 m以浅的地方，上升流强度有所减小，而在30 m至50 m层之间的上升流强度略有增强。

通过另一个长江径流加倍敏感性实验（即将实验中的长江径流量增加至控制实验的2倍，在本文中未作描述）发现，长江径流加倍后，20 m层上升流平面分布图中2个上升流中心以及长江口附近的上升流强度有所增强。

4.5.2 流场动力成因分析

前人研究结果显示，低盐近岸水和远岸高盐海水之间所形成的盐度锋是冬季浙江沿岸上升流形成的诱因之一［14］。关于长江径流如何影响春季浙江沿岸上升流的研究较少。春季的偏北季风较冬季显著减小，长江冲淡水向北运动的势头明显减弱，盐度锋也没有冬季明显；另一方面，2011年4月月平均径流量远小于多年月平均径流量，长江径流对上升流的影响可能较其他年份偏弱。

不考虑长江径流，舟山群岛附近底层各等深线上的向岸流流速大小和控制实验相比变化不大，只有在B1点上，除个别因子如水平平流项和垂直粘性项对向岸流流速的贡献增加外，总的向岸流流速没有明显改变。29.50°N附近，30 m深度以浅，向岸流流速减小，上升流相应减弱，科氏力以及垂直粘性力是形成上升流的主要动力，且均比控制实验的贡献变小（和平面图分布结果一致）。长江口附近上升流，30 m深度处向岸流流速基本不变，其余两处流速变小。

5 结论

本文利用三维斜压非线性模式ROMS，综合考虑风、台湾暖流、潮和长江径流等可变因子，对春季浙江沿岸上升流现象进行研究。研究结果表明：

（1）浙江沿岸春季存在上升流，上升流呈带状分布在离岸较近的15～50 m等深线附近，研究区域内存在2个相对较强的上升流中心，分别位于渔山列岛（28.40°N，122.00°E）以及舟山群岛附近（30.70°N，122.60°～123.00°E），上升流强度的量级约为10-3cm/s。

（2）通过敏感性实验，对春季浙江沿岸上升流的形成机制进行探讨，结果表明：风、台湾暖流以及潮动力均对浙江沿岸上升流的形成有重要影响；由于受春季偏北季风减弱以及2011年春季长江月平均径流量偏小的影响，长江径流对浙江沿岸上升流的影响稍弱。

（3）当下层水体由海向岸运动遇到地形阻碍时，水体将会穿越等深线向上运动，从而形成沿岸上升流。通过分析流场的动力成因发现，舟山群岛附近上升流的强度相对较强，30 m深度以浅，科氏力、水平平流和垂直粘性力三者有利于舟山群岛附近的上升流形成；30 m深度以深，科氏力和压强梯度力为主要动力。Za断面附近，30 m深度以浅，科氏力和垂直粘性力是形成上升流的主要动力；30 m深度以深，唯有垂直粘性力对上升流形成的贡献较大。长江口附近，科氏力以及压强梯度力是形成上升流的主要动力。

（References）：

［1］CAO Xin-zhong.Preliminary study on the seasonal process of the coastal upwelling off Zhejiang in the East Sea，China［J］.Journal of Fisheries，1986，10（1）：51-69.曹欣中.浙江近海上升流季过程的初步研究［J］.水产学报，1986，10（1）：51-69.

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Numerical study on the upwelling of Zhejiang coast in spring

NI Ting-ting1，2，GUAN Wei-bing*1，2，3，CAO Zhen-yi1，2，CHEN Qi1，2
（1.State Key Laboratory of Satellite Ocean Environment Dynamics，Hangzhou 310012，China；2.The Second Institute of Oceanography，SOA，Hangzhou 310012，China；3.Department Ocean Science and Engineering，Zhejiang University，Hangzhou 310058，China）

This paper took the Zhejiang coast as the research domain and a 3D baroclinic nonlinear numerical model was used to simulate coastal upwelling on the basis of special topography along Zhejiang coast，with some variable dynamic factors，such as wind，Taiwan Warm Current，tides，and Changjiang runoff，taken into account.The results show that upwelling in banding shape occurs along Zhejiang coast in spring，with the strong upwelling centers occurring near Yushan Islands（28.40°N，122.00°E）and Zhoushan Islands（30.70°N，122.60°～123.00°E）.The wind，Taiwan Warm Current，and tides are main inducements of upwelling.The wind and Taiwan Warm Current influence entire upwelling band.Tides affect the two strong upwelling centers and the upwelling between 28.60°N and Zhoushan Islands，which parallels the Zhejiang coast.Changjiang runoff affect the upwelling near Zhoushan Islands，Changjiang Estuary and the two centers of upwelling.The dynamic cause of currents demonstrates that onshore velocities at the bottom depth contours of 20 m，30 m，and 50 m near Zhoushan Islands are bigger than those surrounding areas.The phenomenon of upwelling is obvious.For the upwelling near Zhoushan，Coriolis force，horizontal advection，and vertical viscous force are main driving mechanisms of upwelling within 20～30 m.Coriolis force and pressure gradient force are main forcing factors below 30 m，while horizontal advection and vertical viscous force are weak.

Zhejiang coast；upwelling；Regional Ocean Modeling System（ROMS）；dynamic cause

P731.2

A

1001-909X（2014）02-0001-13

10.3969/j.issn.1001-909X.2014.02.001

倪婷婷，管卫兵，曹振轶，等.浙江沿岸春季上升流的数值研究［J］.海洋学研究，2014，32（2）：1-13，

10.3969/j.issn.1001-909X. 2014.02.001.

NI Ting-ting，GUAN Wei-bing，CAO Zhen-yi，et al.Numerical study on the upwelling of Zhejiang coast in spring［J］.Journal of Marine Sciences，2014，32（2）：1-13，doi：10.3969/j.issn.1001-909X.2014.02.001.

2014-04-01…………

2014-05-07

国家重点基础研究发展规划项目资助（2010CB428704）；国家自然科学基金项目资助（41276083）；国家海洋公益性行业科研专项经费项目资助（2013418009）；中国科学院海洋先导专项项目资助（XDA1102030404）

倪婷婷（1988-），女，吉林松原市人，主要从事海洋环境数值模拟方面的研究。E-mail：niting881018@163.com

*通讯作者：管卫兵，研究员，E-mail：gwb@sio.org.cn