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渤海海峡是渤黄海之间唯一的水交换通道。渤海海峡及其周边海域的环流构成了渤黄海大环流系统的重要组成部分，它不仅影响了海峡局地的水文状况，还与渤海内温度场分布、环流形态形成的动力机制有着密切的联系[1]，进而还影响了夏季渤海底层水体缺氧、酸化[2-3]等生态环境问题的形成与演化。
渤黄海之间的水体交换过程一直是学界较关注的科学问题，目前已有较多关于渤海海峡环流状况的研究成果。在水平方向上，大多数研究认为渤海海峡环流系统在一年四季中均处于“北进南出”的形态[4-6]，并且海峡北部进入渤海的西向流流速要强于海峡南部的东向流速[7]。在垂直方向上，渤海海峡深槽内的底层水具有显著的爬坡和向岸移动的趋势。夏季底层冷水的涌升造成辽东半岛南端海域冷斑的形成[8-9]，冷斑中心的海表水温要低于周边2 ℃~3 ℃。夏综万和郭炳火对渤海海峡底层水上升的动力机制进行了研究，认为强潮流的离心作用引起了底层冷水的爬升[8]。
尽管前人已经做了很多关于渤海海峡环流的研究工作，但对海峡沿岸流的垂向结构及其季节变化的研究还较少。国家海洋环境监测中心分别于2010年1月8日至3月2日和5月20日至7月14日在渤海海峡北部平均水深约40 m的海峡深槽北坡投放了装备ADCP的海床基测流系统，获取了冬季53 d和夏季55 d的连续海流剖面观测资料。本文基于以上实测资料研究了渤海海峡北部沿岸流的季节变化特征，并结合风场资料初步分析了观测区域海流形成的动力机制。
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观测站位及附近海域的地形见图 1。两次观测中ADCP采样间隔均为30 min，具体观测信息见表 1。风场数据采用Zhang等[10]提供的海表 10 m高度风速风向资料，该数据集是多颗卫星观测资料的集成，空间分辨率为0.25°，时间间隔为6 h。根据海流观测站位坐标，本文选取了观测站位周围海域1°×1°(121°E—122°E，38°N—39°E)范围内25个网格点上的平均风速、风向为观测站位的风速、风向。
Figure 1. Scatter diagram of the synoptic scale currents
由于海面随潮位的升降，海流观测剖面的实际水深也时刻在发生变化，对于渤海海峡这种潮差较大的海域，观测剖面的实际水深变化比较显著。同时由于海床基本身的高度和ADCP的观测范围限制，测流资料在海底附近存在着一定的盲区。以上因素对于处理海流剖面数据造成了干扰。
Table 1. Information of the current observation
对于海底部分，本文根据ADCP的观测盲区对海底第一层观测起始高度做了简单设定，起始观测高度为ADCP传感器离海底位置加上ADCP本身的盲区。观测中所用ADCP的观测频率为600 Hz，盲区为1.0 m，考虑到ADCP换能器探头距离海底0.75 m，则海底第一层观测起始高度设定为1.75 m。
对于海面的处理，本文引入了σ坐标系(相对深度坐标系)。由于海面的起伏变化，在传统的z坐标系(绝对深度坐标系)下，流速剖面上限位置是变动的，不同剖面的流速在不同的时刻可能对应于不同的观测层，而且在极端情况下海面附近的数据还会时有时无。使用σ坐标系来分析数据不仅能充分利用每一剖面的观测数据，还可以保证表层数据的连贯性。本文利用σ坐标系转换进行数据分析分为三个步骤。首先，把垂直剖面观测数据从z坐标系转换到σ坐标系，在σ坐标系下，通过插值使得每一个层次上都有连续数据。σ坐标系的设置是根据站位平均水深设置的，垂直方向上没层厚度相同，均约为1 m。其次，在σ坐标系中，对同一相对深度的数据序列进行数据处理。最后，在结果分析讨论时，再把数据处理结果从σ坐标系转换到z坐标系中，以便讨论。
对海流数据的处理先采用Godin[11]提供的方法进行滤潮以得到余流。具体做法是用A24×22A25×2滤波器对海流数据进行滑动平均。图 1给出了以站位位置为起点，各层天气尺度余流矢端在水平面上的分布散点图。天气尺度余流(synoptic scale current)指观测余流去掉周期为2 d以下的高频波动和周期为20 d以上的低频波动后剩余的部分。散点图中原点位置与各点之间的距离反映了余流的大小，各点的分散程度表达了不同方向上余流方差的大小。从图 1可以看出，两季余流的方差在沿等深线方向均比跨等深线方向大。图 2展示了各层余流在不同方向上的方差分布。结果显示，在两个季节中，大多数水深上的余流方差值在82°~262°方向上较大(正北为0°，顺时针方向为正，下同)，与该区域等深线方向基本一致(等深线大致沿80°~260°线延伸，呈东北-西南走向)。为了使海流分析更有现实意义，本文定义了新直角坐标系，即以82°为正x轴方向，352°为正y轴方向(x、y轴设置见图 1a)，用Kundu和Allen[12]提出的主轴分析法把余流分解到方差变化最大和最小的两个正交方向上(也是跨等深线和沿等深线方向)。本文所有关于海流的分析结果均是指在图 1所示的坐标系统下的。余流分解到x轴方向定义为U分量，分解到y轴方向定义为V分量。为了研究风场和余流的关系，对风场资料先做了24 h的滑动平均，然后用Large和Pond[13]的方法计算了风应力。类似于对海流的处理，同样也计算了风应力方差在各个方向的分布，并以此定义新直角坐标系，即x轴正方向为51°，y轴正方向为321°。风应力分解到x轴方向为风应力U分量，分解到y轴方向为风应力V分量。
Figure 2. Variance of the subtidal currents at different layers during the observational period.Right-hand system with true north as 0°
本文研究余流的时空变化用到了经验正交函数(empirical orthogonal function, EOF)[14-15]。普通EOF方法一般用于对温度、盐度等标量进行分解，而本文所研究的余流为矢量，所以本文在研究过程中用到了矢量EOF。EOF方法研究的对象是数据的时空变化程度，而非数据的长期变化趋势。在用EOF方法对数据进行正交分解时，数据长期的变化趋势会扩散到多个模态中去，给研究数据的时空变化程度造成干扰[15]。因此，本研究在使用矢量EOF方法对海流进行分析前，首先去掉了海流观测数据的均值和长期变化趋势。
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观测站位冬、夏两季平均余流的空间分布如图 3所示。从图中可见，两季余流垂直结构仅在表层0~3 m相似，表层以下则季节差异明显。冬季表层余流方向为西南，流速可达10.2 cm/s，表层以下，流向逐渐呈顺时针变化，流速亦随水深变小，最小流速出现于次底层约30 m水深处，约为0.7 cm/s。自表层至次底层，流速方向基本为西南向，而在底层10 m范围内，流速逐渐转向西北，流速相对次底层也增大，达到了2 cm/s。结合测流站位附近等深线走向(图 1)可以看出，底层余流是跨等深线指向岸的。
Figure 3. Vertical profile of the mean currents
夏季最大余流流速同样也出现在表层0~3 m内，流速约为9.2 cm/s，方向也为西南。余流剖面大致呈现两个旋转结构，海面至5 m水深，余流流向呈顺时针变化；而5 m水深直至海底，余流呈逆时针变化。海底余流方向与表层余流方向相反，呈东北流向，流速可达4.0 cm/s。夏季余流剖面结构变化较大，海表与海底呈现截然不同的流场结构，造成此余流剖面结构的原因可能是潮、风和底摩擦的相互作用。夏季底层余流同样是跨等深线指向岸的，而且流速比冬季底层向岸流速大3~4倍。
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对余流做矢量EOF分解，冬季第一模态(EOF1)解释总方差的68%，夏季第一模态解释总方差的70%。两季余流EOF1的空间分量见图 4。冬季EOF1的空间分量特点为各层的值在U、V方向上符号均相同，并且除表层(0~4 m)外，U方向的值远远大于V方向的值。相同的符号表明各层余流主体变化步调是一致的，即各层余流在U、V方向同时增大或减小。U方向的值远大于V方向的值表明余流主体是沿着等深线方向变化的。表层向下，空间分量的值随水深加深而不断减小，表明底摩擦是影响余流剖面垂直结构的因素之一。夏季除表层外(约0~4 m)，EOF1空间分量的值在U方向上也远远大于V方向，表明夏季余流主体同样也是沿着等深线方向变化的。表层EOF1空间分量的值在U方向上与其他深度符号相反，表明表层与其他各层余流变化步调不一致，表层余流增强会伴随着其他层余流流速减弱，反之亦然。
Figure 4. The spatial mode of EOF1
本研究通过比较观测海域的风应力U分量和余流PC1探讨了风应力在改变余流上所扮演的角色(图 5)。图 5a显示冬季风应力U分量与PC1的相关系数为0.31，说明冬季观测海域余流变化与风应力变化是中等相关的。夏季风应力U分量与PC1的相关性较冬季要低(图 5b)，相关系数值为0.25，说明两者相关性较弱。分析结果表明风应力是引起余流变化的因素之一，但不是主要因素，并且冬季风应力在改变余流上所起的作用要略大于夏季。
Figure 5. The U component of the winter stress and the temporal mode of EOF1
对风应力U分量和余流PC1做交叉谱分析，结果如图 6和图 7所示。冬季两者相关系数的最大值在0.16 cpd的频率(对应周期为6 d)取得，余流PC1的位相落后于风应力U分量约43°，即余流滞后于风应力约18 h。由于冬季EOF1解释了余流方差的68%，因此可以粗略得说冬季余流变化滞后风应力约18 h。
Figure 6. The cross-spectrum analysis of U component of wind stress and temporal mode of EOF1 in winter
Figure 7. The cross-spectrum analysis of U component of wind stress and temporal mode of EOF1 in winter
夏季两者相关系数的最大值在1.28 cpd的频率(对应周期为0.8 d)取得，余流PC1的位相落后于风应力U分量约171°，即余流滞后于风应力9 h。夏季EOF1解释了沿岸方向余流方差的62%，两者的相位差可以粗略的说明夏季由风应力变化引起的余流变化滞后风应力约9 h。夏季余流对短周期的风应力变化较敏感，而冬季余流对较长周期的风应力变化更加敏感。
2.1. 平均余流
2.2. 余流的时间变化与空间变化特征
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(1) 观测海域冬夏季平均余流垂直结构均呈现表层最大，中层最小，底层较中层略微增大的分布态势。冬夏季底层余流均是跨等深线指向岸的，并且夏季底层余流跨等深线的分量是冬季的3~4倍，表明底层水向岸的输送是冬夏均存在的现象，且冬季底层水向岸运动的趋势更明显。
(2) 冬季余流EOF1空间分量的值在各水层符号均相同，表明各层余流主体变化步调是一致的，即各层余流在U、V方向均是同时增大或减小的。夏季表层EOF1空间分量的值在U方向上与其他深度符号相反，表明表层与其他各层余流变化步调不一致，表层余流流速增加会伴随着其他层余流流速降低，反之亦然。
(3) 对于观测海域来说，风应力是引起余流变化的因素之一，但并不是主要因素。冬季余流PC1与风应力在6 d变化周期上相关性最大，余流变化滞后于风应力18 h；夏季余流PC1与风应力在0.8 d变化周期上相关性最大，余流变化滞后于风应力约9 h。夏季余流对短周期的风应力变化较敏感，而冬季余流对较长周期的风应力变化更加敏感。
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