黃海在有無潮作用下對“布拉萬”不同響應的數值模擬研究＊

孟慶軍 李培良

(中國海洋大學物理海洋教育部重點實驗室 青島 266100)

臺風是典型的夏季多發的天氣系統,形成于熱帶或副熱帶的海面,有的消散于海上,有的能夠登上陸地。臺風往往帶來狂風暴雨,在海上掀起巨浪,形成惡劣海況,在登陸處還會形成風暴潮等災害。一方面,海洋是臺風生成和維持的關鍵;另一方面,臺風強烈影響其經過的海域。研究海洋對臺風的響應過程,尤其是海洋與臺風的相互作用機制,有助于提高海洋環境預報及臺風路徑預報的準確性,在海洋防災減災等方面具有重要意義。

關于海洋對臺風的響應過程,國內外學者開展了大量的觀測分析和數值模擬的研究(韓林生等,2012;陳大可等,2013)。在動力學響應方面,臺風強大的風應力將大量的動量輸入海洋,激發海洋中強烈的近慣性振蕩。海洋對臺風的響應過程大體可分為“強迫階段”和“松弛階段”(Ding et al,1981;Chang et al,2010)?！皬娖入A段”是指臺風在局地停留時間,在較強的風應力作用下,海洋上層被激發出近慣性頻率的量級為 O(1m/s)的流場(D’Asaro,1985,1989;Shay et al,1998;Sanford et al,1987,2007,2011)?！八沙陔A段”是指臺風經過之后,混合層的能量以近慣性內波的形式向海洋內部傳播(Brooks,1983;Shay et al,1987;D’Asaro,1995a,b,c);研究者認為一般情況下混合層近慣性能量的衰減主要由近慣性內波的下傳引起(Alford et al,2001)。二是在熱力學響應方面,觀測和數值模擬的研究均表明,臺風通過引發上升流、夾卷混合和熱量輸送等作用導致海表面溫度的降低和混合層加深等現象(Price,1981;Jacob et al,2000;蘇潔等,2001;Chiang et al,2011;雷發美等,2012)。

現實中的海洋無時無刻不在運動,其中包括大尺度環流、中尺度渦、潮汐潮流等多種尺度的運動,我們稱臺風到來之前的海洋為海洋背景場,它在海洋對臺風的響應過程中具有重要的調制作用(Kunze,1985;Kunze et al,1995)。毛華斌等(2013)利用錨定潛標的測流數據研究了西沙海域內潮與近慣性內波的相互作用,Guan等(2014)同樣利用潛標資料研究了在強背景內潮作用下南海北部對一次臺風事件的動力學和熱力學響應過程。他們的研究均表明,與潮作用較弱的海域相比,在潮流較強的海域,臺風產生的近慣性內波與內潮相互作用,使海洋對臺風的響應呈現不同特征。

黃海是一個由中國大陸和朝鮮半島包圍的半封閉陸架淺海,西北部通過渤海海峽與渤海相連,東部與朝鮮海峽相通,南部以長江口啟東角到濟州島西南角的連線與東海分界。如圖1所示,黃海海底相對平坦,平均水深約為 44m,中部有一狹長的黃海槽自濟州島伸向渤海海峽,深度由南向北逐漸變淺。黃海槽西部較為平緩,東部較陡。

黃海是典型的強潮驅動的陸架海,4個主要分潮流(M2、S2、K1、O1)的最大流速分別為 159.7cm/s,50.4cm/s,43.0cm/s和 30.5cm/s,主要以半日潮為主(朱學明等,2012a,b)。目前關于強潮作用下黃海對臺風響應的研究相對較少。本文采用一個高分辨率的完全三維的區域海洋數值模式模擬了黃海對臺風“布拉萬”(以下簡稱布拉萬)的響應過程,重點關注溫度和流速分別在有潮和無潮作用下的時空變化,并進一步分析了近慣性振蕩和近慣性能量的分布特征。

1 模式和數據

1.1 模式配置和實驗設計

本文采用區域海洋模式 Regional Ocean Modeling Systems(ROMS)來進行數值模擬研究(Shchepetkin et al,2005)。該模式在水平方向使用曲線Arakawa C網格,垂向使用地形擬合的可伸縮坐標系統(Stretched Terrain-Following Coordinates),非等比例分層的方式使得在溫躍層和底邊界等人們比較關注的層面上有更高的解析度?；谀K化設計,ROMS有多種不同的計算方案可以選擇,可以滿足多種模擬需要(https: //www.myroms.org)。

模式模擬區域為 31.8°—41.2°N,117.0°—128.0°E,涵蓋整個黃海區域(圖1)。水平分辨率為 1/30°,約為2.78—3.15km,垂向分 20層。ROMS提供了多種垂向坐標轉換和拉伸方式(https: //www.myroms.org/wiki/index.php/Vertical_S-coordinate),為了提高海洋表底層的垂向分辨率,經過調試分析,在本研究中垂向坐標轉換和拉伸參數Vtransform和Vstretching分別取為2、4,表層和底層的控制系數θs和θb分別取值為5.0、0.4(Song et al,1994)。模型垂向混合采用 Mellor-Yamada2.5階湍流閉合方案(Mellor et al,1974,1982)。水深數據由水平分辨率為 1/120°的全球水深數據(GEBCO,http: //www.gebco.net)插值到模式網格中得到,最小水深取為 6m。為了減少水平壓強梯度力項的計算誤差(Shchepetkin et al,2003),我們采用LP方法對水深數據進行一定程度的平滑(Sikiri? et al,2009),地形平滑參數rx1和rx0分別取為2.0和0.1(Haney,1991;Beckmann et al,1993)。該平滑方法在保證模型計算穩定性的基礎上,使地形最大程度上保持原貌,有利于計算結果的準確性。模式斜壓時間步長設為300秒,每3小時保存一次輸出結果。

圖1 黃海地形和布拉萬路徑示意圖(顏色標尺代表不同水深值,不同顏色線段代表不同臺風強度,強度等級參考國際分級法)Fig.1 Bathymetry of the Yellow Sea and track of the typhoon Bolaven (the color bar means different bathymetry and different typhoon intensity is indicated as line segment with different colors,the intensity level references international classification method)

模式南邊界和東邊界設為開邊界,動量方程和熱鹽方程采用輻射逼近邊界條件。初始場和邊界由全球 1/12°空間分辨率的 HYCOM(http: //hycom.org/dataserver/glb-reanalysis)再分析產品插值獲得,大氣強迫場由全球 1/8°分辨率的歐洲中期天氣預報中心的ERA-Interim產品(http: //apps.ecmwf.int/datasets)插值獲得。首先,本文采用2012年1月1日的HYCOM溫度、鹽度、流速和海表面高度場啟動模式,用ECMWF的 2012年月均海表面大氣強迫場驅動模式,積分長度為10年。取第10個模式年的最后一天作為初始場重新啟動模式,換ERA-Interim 3小時一次的風強迫場,在邊界引入M2,S2,N2,K2,K1,O1,P1和Q1共八個分潮的強迫,調和常數插值于1/4°分辨率的TPXO7數據(http: //volkov.oce.orst.edu/tides/global.htm),其他條件不變,積分長度為一年,作為本文結果分析的第一種情況,記為 case1;取與 case1同樣的初始場,在case1的強迫條件下去掉潮汐強迫,積分長度為一年,作為本文結果分析的第二種情況,記為 case2。在所有的模擬當中,海表面凈熱通量都通過2012年經月平均的水平分辨率為4km的MODIS Aqua海表面溫度場產品(http: //oceancolor.gsfc.nasa.gov)來進行修正。

1.2 超強臺風布拉萬

國際編號為1215號的超強臺風布拉萬最大風速可達 52m/s,中心最低氣壓 935hPa,登陸朝鮮時的中心附近最大風力也有12級。圖1中同時給出了超強臺風布拉萬穿越黃海時的強度和路徑圖,時間分辨率為 6h,數據來源于美國聯合臺風警報中心(Joint Typhoon Warning Center,JTWC)。布拉萬基本沿著黃海中部北上,平均移動速度約為 30km/h,強度雖逐漸減弱,但過境期間基本維持在5級和4級臺風的強度。圖2展示了布拉萬經過黃海期間ECMWF提供的風應力場以及JTWC提供的路徑。從圖中可以看出,布拉萬風應力場在黃海形成一個巨大的氣旋式結構。布拉萬于8月27日12: 00左右進入黃海區域,最大風應力約為2.1N/m2;8月28日0: 00左右到達黃海中部區域,最大風應力可達2.5N/m2;至8月28日15: 00左右,在朝鮮西南沿海登陸。ECMWF提供的布拉萬路徑比 JTWC提供的路徑略微偏西,但基本符合良好,可以用來驅動模式。

圖2 布拉萬風應力場變化(參考矢量在圖2(a)中標出,布拉萬路徑亦標出)Fig.2 Wind stress field variations of the typhoon Bolaven (the reference vector is indicated in Fig.2a.Track of Bolaven is also indicated)

2 結果與討論

2.1 溫度對布拉萬的響應

2.1.1 海表面降溫 在臺風等極端天氣條件下,可見光波段工作的傳感器難以透過很厚的云層觀測海表面溫度。因此,本文采用微波和紅外遙感融合的海表面溫度數據產品(MW_IR,www.remss.com)來驗證模擬結果。該數據融合多源海表面溫度遙感數據,并進行了質量控制和客觀插值,空間分辨率高達9km,時間分辨率為1d。

臺風強烈的風應力會引起混合層底附近的剪切不穩定效應,激發混合層底部和溫躍層頂部較強的水體混合,加上上升流的影響,海表面的溫度將會降低。圖3a—i顯示了8月26日—9月3日布拉萬經過黃海之前和之后的海表面溫度演變過程。8月 26日和 27日,布拉萬到來之前,黃海大部分海域海表面溫度維持在 26°C以上;28日臺風經過期間,除了靠近中國大陸相對較淺的區域,黃海大部分海域溫度都出現了明顯的海表面降溫現象,降溫幅度在2—6°C之間;8月29日至30日,降溫區域和幅度進一步擴大,從圖3e可以看出,除了山東半島以南靠近中國大陸相對較淺的區域(海州灣、蘇北淺灘),黃海大部分海域溫度降至 24°C以下,最大降溫幅度超過 7°C,路徑附近區域出現了 22°C以下的低溫斑塊;8月31日至9月3日,小于22°C的低溫斑塊面積有所減小,黃海大部分海域溫度有所回升,但是溫度仍然低于臺風產生影響之前。

圖3 布拉萬經過期間衛星觀測的海表面溫度場變化(布拉萬路徑標出)Fig.3 Sea surface temperature variations observed by the satellite during the period of Bolaven (Track of Bolaven is indicated)

為了更好地估計布拉萬在黃海引起的海表面降溫,以 8月 26日的海表面溫度場為初始場,用 8月30日的海表面溫度場減去初始場,計算得到了布拉萬在黃海引起的海表面降溫情況的分布。從圖4a中可以看出,布拉萬過后,黃海大部分海域都出現了2°C 以上的降溫,最大降溫幅度超過了 7°C,路徑右側的降溫幅度略大于左側。圖4b和 c同時給出了ROMS模擬的case1和case2的同時間段的海表面降溫情況,兩種情況都成功模擬出布拉萬引起的海表面降溫現象,不管是否考慮潮的影響,布拉萬都造成了黃海大部分海域2°C以上的降溫,與衛星觀測到的現象符合良好。但是兩種情況下布拉萬造成的黃海海表面降溫的區域略有不同,無潮情況下2°C以上的降溫區域面積略大。實際上,潮使近岸較暖的水體與遠岸較冷的水體之間形成溫度混合鋒面(Lü et al,2010),鋒面兩側具有明顯的水平溫度梯度,近岸水體上下混合均勻,而離岸區域海水垂向形成上混合層、躍層和下混合層,臺風到來之前的海洋背景場與無潮作用下有明顯不同。接下來本文將進一步分析闡述潮汐背景下黃海對布拉萬響應的具體特征。

圖4 衛星觀測(a)和ROMS分別在有潮(b)和無潮(c)的情況下模擬的布拉萬經過后的海表面降溫(布拉萬路徑標出)Fig.4 Sea surface temperature drops after Bolaven observed by the satellite (a)and simulated by ROMS forced by tides (b)and without tides (c)(Track of Bolaven is indicated)

2.1.2 溫度的垂向分布 為了表現溫度的垂向分布對布拉萬的響應,我們繪制了不同時刻黃海緯向斷面的溫度分布圖。以 35°N斷面為例,圖5a—c和圖5d—e分別展示了在有潮和無潮的情況下,布拉萬到來之前、期間和之后的溫度分布情況。從圖中可以看出,布拉萬到來之前,由于潮的存在,較淺的近岸水體混合較為均勻。以中國大陸近岸為例,等溫線基本垂直于海底,離岸區域在水平方向出現明顯的潮混合溫度鋒面。至120°E附近,海水在垂直方向出現層化,海表與海底的溫度差異在 5°C左右;從 122°E左右至黃海中央區域,海水層化加劇,出現了較強的季節性躍層,躍層以下為典型的黃海冷水團(Zhang et al,2007),海洋表層與底層的溫度差異超過了15°C。這種溫度分布特點與前人關于該斷面的觀測調查研究結果符合良好(潘楚東等,2007)。在沒有潮強迫的時候,雖然近岸水體也上下混合均勻,但水平覆蓋范圍較有潮的情況有所減少,黃海大部分海域在垂直方向都形成上混合層、躍層和下混合層的結構。

當布拉萬經過時,兩種情況的海洋混合層都出現了明顯的降溫現象,且路徑右側的降溫幅度略大于左側。由于布拉萬帶來的強混合效應,近岸處垂向混合均勻的水體區域有離岸擴張的趨勢,特別是在有潮強迫存在的情況下,黃海西側垂向混合均勻水體的水平范圍要大于東側。潮強迫存在時以靠近中國大陸附近120°E—122°E水深小于40m的區域為例,臺風到來之前海水上下的溫度差異為5°C左右;臺風經過時海水垂向層化減弱,混合均勻,幾乎不存在溫度躍層。與東側相比,黃海槽西側陸坡較緩,垂向溫度層化較弱的區域的水平范圍較大。臺風經過時在強風和潮的共同作用下,西側陸坡上的海水更容易上下混合均勻。臺風經過后,海表混合層溫度進一步降低,路徑右側的上混合層溫度低于左側,同時近岸區域混合均勻的水體進一步離岸擴張,海槽東側近岸混合層深度可達70m左右,深于海槽西側陸架,潮的存在使得這種擴張趨勢變強,但垂向混合均勻的水體的水平范圍仍小于海槽西側海域。

圖5 ROMS分別在有潮(上)和無潮(下)的情況模擬的35°N斷面溫度在布拉萬經過之前(左)、期間(中)、之后(右)的對比Fig.5 Comparison of ROMS simulated temperature of 35°N section forced with tides (up)and without tides (down)before (left),during (middle)and after (right)Bolaven

圖6 有潮時布拉萬經過前(紅)、后(洋紅)和無潮時布拉萬經過前(藍)、后(青)35°N斷面上不同點的溫度剖面(混合層溫度剖面加粗顯示)Fig.6 Temperature profile of different points at 35°N section before (red)、after (magenta)Bolaven forced with tides and before(blue)、after (cyan)Bolaven forced without tides (the upper mixed layer temperature profile is indicated as bold solid lines)

沿著 35°N 斷面從西向東分別取 121°E,122°E,124°E和125°E共4個站位,進一步分析了垂向溫度剖面在有無潮強迫的情況下、臺風前后的變化。根據前人的研究經驗(Sprintall et al,1992;張媛等,2006),定義比海表面溫度低 0.5C的地方為混合層深度,計算出混合層深度后,這里把混合層中的溫度剖面在圖中加粗顯示。 如圖6所示,不管潮強迫存在與否,布拉萬過后所有的站位混合層溫度都下降,同時躍層的強度減弱。降溫最大處位于黃海中部季節性躍層比較顯著的地方(圖6c),但該區域底層溫度變化要小于近岸和黃海冷水團邊緣處。在水深較淺的近岸區域(圖6a),躍層相對較弱,布拉萬過后,在有潮強迫的情況下,水體上下混合均勻,混合層可直達海底;如果去除潮的影響,布拉萬僅會使躍層強度減弱,并不能形成直達海底的混合層。圖6b和 d表明,在黃海冷水團的邊緣附近,布拉萬過后兩種情況下都出現了混合層溫度降低、混合層以下溫度升高、溫度垂向層化減弱的現象,但由于潮強迫的影響,使得布拉萬過后的混合層顯著加深,甚至可達海底。實際上,潮的存在對溫度的變化起重要的作用。以35°N,124.6°E為例,圖7a和b分別給出了在無潮和有潮的情況下該點40m深度的溫度隨時間的變化。圖7清楚表明了 8月 28日布拉萬過后混合層溫度降低,但是潮的存在影響溫度對布拉萬的響應。布拉萬到來之前,雖然二者的溫躍層深度和范圍相差不大,但是潮使得溫躍層的起伏變化較為劇烈。布拉萬過后,兩種情況下躍層厚度都變大。盡管無潮影響的情況下溫躍層也出現了比較劇烈的波動,通過簡單的譜分析可以證明這種波動就是風生的近慣性內波,但是潮使這種波動變得更為復雜,且減弱了臺風導致的躍層加深。

圖7 35°N,124.6°E處在無潮(a)和有潮(b)情況下溫躍層溫度的深度時間變化(18、22、26°C等溫線標出)Fig.7 Depth-time variations of the thermocline temperature at 35°N,124.6°E without tides (a)and with tides (b)(the isothermal lines of 16,22,26°C are indicated)

2.2 流速對布拉萬的響應

臺風風應力通過海氣界面強烈的動量交換向海洋輸入能量,可以激發混合層內很強的流速響應。前人的研究表明臺風產生的流速具有顯著的局地近慣性頻率信號特征(Maeda et al,1996)。圖8a—i和圖9a—i分別顯示了在有潮和無潮作用下布拉萬經過時,黃海海表面流場的演變過程。布拉萬經過時整個黃海海表面被激發出一個巨大的氣旋式環流,其中心隨著臺風中心移動。布拉萬激發的上層海洋流速振幅可達 2m/s以上,與 Teague等(2007)通過潛標陣列觀測到的相同強度颶風在墨西哥灣陸架區激發的流速振幅相當。然而臺風誘導產生的氣旋式環流將在很大程度上受到背景流場的影響,在黃海主要是潮流作用。在近岸等潮流比較強的地方,布拉萬的影響較弱,流場在布拉萬過境期間基本仍保持較明顯的潮流特征。在黃海中央區域潮流相對較弱,臺風引起的流速大小與背景潮流的大小相當,若二者方向相一致,流速會增強;反之,背景潮流場會減弱臺風引起的海表面流速。

從有潮和無潮兩種情況下各點流速的深度時間分布圖(圖10)上可以看出,布拉萬產生的流速振蕩可以影響到海底,但潮流使臺風產生的流速振蕩變得更為復雜。以35°N斷面上黃海中部附近的一個站位點35°N,124.6°E為例,圖10a和b分別給出了在有潮和無潮的情況下緯向流的變化。在布拉萬經過期間及之后,兩種情況下的上層海洋流速都明顯增強,在臺風經過期間的瞬時流速振幅甚至超過了 1m/s。布拉萬過境時引起的瞬時流速增強隨著時間的推移而逐漸衰減。在沒有潮強迫的情況下,臺風引起的慣性振蕩占主導地位。然而布拉萬之前黃海具有較強的潮背景場流速,流速最大振幅約為 0.3m/s,潮的存在減弱了布拉萬過境后產生的慣性振蕩的作用,背景場的潮流信號與臺風激發的近慣性振蕩信號相互干涉,近慣性的波動信息混合在潮流場中,使臺風過后的流速受到影響。

圖8 有潮時布拉萬經過期間的海表面流場變化(參考矢量在圖8a中標出)Fig.8 Sea surface currents variations with tides during Bolaven (the reference vector is indicated in Fig.8a)

對布拉萬過后每個網格點每一層深度的原始流速作功率譜分析,并在垂直方向上對功率譜進行深度平均。結果顯示,布拉萬過后產生較強的近慣性振蕩,這種振蕩可達到海底,但主要分布在黃海中部等較深的離岸區域。同時發現,黃海普遍存在較強的潮背景流,且以半日潮流為主。以37°N,124°E為例,經向流速分量和緯向流速分量的功率譜呈現相似的分布特征,因此圖11僅給出布拉萬過后緯向流速分量的經深度平均的功率譜。從圖中可以看出,布拉萬過后在局地慣性周期19.9小時附近產生了明顯的譜峰,即產生了流速的近慣性振蕩,但是潮削弱近慣性振蕩的主導作用,臺風過后流速仍為半日潮流為主。

2.3 近慣性振蕩與近慣性能量

為了進一步分析近慣性頻帶的流速響應,本文利用Lanczos濾波器提取了黃海的近慣性頻帶的流速,提取頻帶范圍為[0.8,1.25]f,f為局地慣性頻率。由于黃海大部分海域主要為半日潮流,選取該頻帶范圍能夠避免半日潮信號的污染,又能夠最大限度提取近慣性流速。

以37°N,124°E為例,圖12顯示了沒有潮作用下的近慣性流速的變化。布拉萬之前,混合層存在比較明顯的近慣性振蕩,但是近慣性流速較小,未超過0.2m/s。8月28日當布拉萬經過后,混合層的近慣性振蕩被進一步激發并增強,近慣性流速超過了0.4m/s。臺風過后近慣性振蕩逐漸衰減,大約一周之后恢復到臺風到來之前的狀況?？紤]潮流作用時,近慣性振蕩具有同樣的變化趨勢,但是近慣性流速的振幅較小。

圖9 無潮時布拉萬經過期間的海表面流場變化(參考矢量在圖9a中標出)Fig.9 Sea surface currents variations without tides during Bolaven (the reference vector is indicated in Fig.9a)

在垂直方向上,近慣性流速的位相大約相差180°,具有垂向第一模態結構,這種垂向特征跟Chen等(1997)在美國德克薩斯州陸架海域的觀測結果相近,與大洋中的近慣性振蕩不同,這種結構的形成主要是由于岸界和地形的影響。布拉萬激發的近慣性流速的相位具有明顯的上傳趨勢,表明群速度是向下傳播的,混合層的能量以近慣性內波的形式向溫躍層乃至更深的層次傳播。

利用帶通濾波提取近慣性流速,進一步估算了近慣性動能的變化和分布。為了簡化計算,假設海水密度為常數,且能量的單位取為m2/s2。圖13給出了在有潮和無潮作用下37°N,124°E處各個深度上的近慣性能量在布拉萬到來前后的變化。從圖中可以看出,布拉萬產生的近慣性能量在垂向上有兩個極大值,一個在 10m以淺的混合層中,另一個在溫躍層以下約 30m左右的深處。能量最大值出現在布拉萬剛剛經過該處后,8月29—30日的混合層中,在沒有潮作用時為 0.12m2/s2,相對于有潮作用時的 0.16m2/s2要小。同時兩種情況下溫躍層下的能量極大值都小于混合層中近慣性能量的極大值。

圖10 35°N,124.6°E處緯向流速在有潮和無潮的深度時間分布Fig.10 Depth-time variations of the zonal velocity at 35°N,124.6°E with tides (a)and without tides (b)

圖11 布拉萬過后37°N,124°E處緯向流速分別在有潮和無潮下深度平均的功率譜對比(M2周期和局地慣性周期標出,粉色虛線代表95%置信度)Fig.11 Comparison of the depth-time averaged zonal velocity power spectrum with tides (black)and without tides (red)at 37°N,124°E after Bolaven (The period of M2 and local inertial period are indicated,the pink dashed line shows 95% confidence level)

實際上,臺風導致的近慣性波動在把能量從風場輸送給海洋內部的過程中起重要作用(周磊等,2005)。從風場中輸入到海洋的能量被分配到海水運動的各個模態當中,其中部分能量在混合層底和躍層處耗散掉,剩下的將穿過躍層傳到海洋內部(D’Asaro et al,1995)。根據 Alford 等(2001)的觀點,近慣性內波的動能在混合層中最大,但是穿過躍層后會迅速減小。本文的模擬結果顯示近慣性內波的動能在混合層中隨著深度減小,只有部分能量穿透了躍層進入了更深處,與前人的觀點相一致。通過計算在有潮和無潮作用下臺風過后該處的上 10m層和20m—60m層各自的近慣性能量總和,發現在無潮作用下,上10m層有21.1%的能量到達躍層以下;而在潮的作用下,躍層下的近慣性能量可占上混合層的31.7%。也就是說,潮促進了近慣性能量下傳。

圖14a、b分別給出了無潮和有潮作用下布拉萬過后黃海整個海區范圍內躍層下的近慣性能量占混合層中近慣性能量的百分比,為了減小計算誤差,本文略去近慣性能量過小的區域。從圖中可以看出,不管潮存在與否,近慣性能量都可以穿透躍層傳入到海洋下層。無潮作用時,黃海區域平均的混合層中的近慣性能量約有 30.0%傳入到了混合層以下;潮的作用使這個比例增大到約 40.1%,盡管不同的區域略有差別,但潮促進了布拉萬過后近慣性能量的垂向傳播。圖14c展示了無潮作用時,布拉萬過后8月28日至9月3日期間經深度和時間平均的近慣性能量在黃海的分布。布拉萬產生的近慣性能量主要分布在黃海中央較深的區域,能量最大值可達0.7m2/s2,在黃海槽兩側較淺處近慣性能量大部分都低于0.1m2/s2。有潮時,近慣性能量小于無潮時,但基本的分布形態一致。一方面,這種分布特征可能與黃海獨特的地形有關系;另一方面,相對于中央區域,黃海的潮流和沿岸流較強,近慣性振蕩信號可能湮沒于較強的背景流場中,相關機制需要進一步分析。

圖12 37°N,124°E處無潮時緯向(a)和經向(b)近慣性流速的深度時間變化Fig.12 Depth-time variations of the zonal (a)and meridional (b)inertial velocity without tides at 37°N,124°E

圖13 37°N,124°E處近慣性能量在有潮(a)和無潮(b)時的深度時間變化Fig.13 Depth-time variations of the near inertial energy with tides (a)and without tides (b)

3 討論

本文利用區域海洋數值模式 ROMS分別模擬了在有潮和無潮作用兩種情況下黃海對臺風布拉萬的響應。通過對比分析發現,不管潮存在與否,模式都成功模擬到了臺風導致的海表面降溫現象,降溫幅度和降溫區域與衛星觀測結果基本相符。但由于黃海獨特的地形特征,黃海槽西側坡度比東側坡度緩,臺風之前近岸溫度垂向層化較弱的水體水平范圍比海槽東側大;臺風過后,在強風致混合和潮混合的共同作用下,使黃海西岸溫度垂向混合均勻的水體離岸擴張的距離較大。

圖14 無潮時(a)和有潮時(b)躍層下近慣性能量占混合層中的百分比示及無潮時布拉萬過后黃海深度時間平均的近慣性能量分布(c)Fig.14 Percentage of the near inertial energy below the thermocline occupied of that in the upper mixed layer without tides (a)and with tides (c)and horizontal distribution of the depth-time averaged near inertial energy generated by Bolaven without tides (c)

根據前人的研究(D’Asaro,1985,1989,1995a,b,c),臺風過后會引發流速的近慣性振蕩和躍層處的近慣性內波,本文都成功模擬到了流速和溫度的這種響應過程(圖7,圖10)。但由于較強的背景潮流的存在,近慣性內波會與內潮相互作用,溫度和流速的變化會受到背景場變化的調制作用,這與其他強潮流區溫度和流速對某大風事件的響應過程具有類似的特點(毛華斌等,2013;Guan et al,2014)。臺風過后產生的近慣性流速在垂直方向上具有第一斜壓模態特征,根據Chen等(1997)的研究,這種結構特點是由于地形和岸線的影響所致,通過進一步計算近慣性能量的分布,研究發現黃海對臺風的近慣性響應主要分布于中央相對較深處。

4 結論

基于以上的分析和討論,本文得出研究結論如下:

(1)潮使黃海近岸水體與外海水體之間存在明顯的潮混合鋒面,近岸水體上下混合均勻,外海區域躍層明顯。布拉萬過后,無論是否考慮潮的效應,混合層都有明顯的降溫,且路徑右側降溫顯著,溫躍層的厚度增大,強度減弱,產生近慣性內波?？紤]潮的效應,布拉萬經過后促進了近岸較暖的水體與外海較冷的水體混合,使潮混合鋒面的位置有明顯的離岸擴張的趨勢。由于黃海槽的地形特點,臺風過后,在強風致混合和潮混合的共同作用下,黃海西岸的水體更容易垂向混合均勻。

(2)布拉萬在海表面激發出一個氣旋式流場。臺風激發的最大流速超過了 2m/s,與潮流的大小相當;當考慮背景潮流的作用時,臺風引起的近慣性流場明顯受到背景潮流的調制作用,近慣性振蕩的主導地位被削弱。

(3)布拉萬過后產生的近慣性振蕩在垂直方向上具有第一斜壓模態特征,近慣性流速關于躍層深度上下具有 180°的位相差。近慣性能量在混合層中最大,而且可以穿過躍層向下傳播,潮的作用使混合層中的近慣性能量有所減少,但是向下傳播的部分變大。

總之,布拉萬將激發黃海較強的海表面降溫和近慣性振蕩,但是較強的背景潮流場將顯著影響黃海對布拉萬的響應過程。潮與近慣性內波的具體相互作用機制需要進一步分析研究,下一步將結合更多的海洋觀測資料來驗證分析。

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