南海西北部臺風激發近慣性波頻移研究

付殿福,謝波濤,黃必桂,金魏芳,牟 勇,藺飛龍*

(1.中海油研究總院有限責任公司,北京 100028; 2.衛星海洋環境動力學國家重點實驗室,自然資源部第二海洋研究所,浙江 杭州 310012)

0 引言

海表風場是海水混合的重要能量來源之一,因此,海表風場在海洋混合層引起的近慣性振蕩能量傳播成為上層海洋動力過程的研究熱點。當上層海洋受到時空變化較快的風場強迫時,混合層中近慣性頻率運動的海流能量顯著增強,隨后在地轉的調整作用下,混合層中的近慣性振蕩能量向下傳播,最終部分能量可以穿過躍層到達海洋的深處[1-2]。近慣性振蕩能量通常通過近慣性波向下傳播。近慣性波的生成與海洋表面的風應力有關,所以在各個緯度的海洋中均存在近慣性波[3]。特別是臺風激發的近慣性波在傳播過程中會改變海洋內部的動力和熱力結構[4-5]。

前人通過觀測臺風激發的近慣性波,對其生成和傳播的規律已有很多發現。SANFORD 等[6]通過比較臺風強迫前、后的海流剖面,發現臺風France引起的近慣性流流速接近1.6 m/s,臺風Ivan引起的近慣性流流速超過2 m/s[7]。已有的觀測發現,溫躍層存在的波動滯后于混合層的近慣性運動,近慣性能量在混合層生成后向下傳播,部分能量在局地耗散,剩余的部分則繼續垂直向下或者在水平方向上傳播[2,5]。因此,局地觀測的近慣性振蕩能量會逐漸衰減,一般在不超過兩周的時間內能量完全耗盡[8-9]。大多數情況下近慣性波振蕩的頻率略高于當地慣性頻率,即頻率發生“藍移”[10-12];極少數情況下近慣性振蕩頻率小于當地慣性頻率,即頻率發生“紅移”[13]。中尺度渦和地轉流引起的渦度變化可影響近慣性波的頻率,正(負)的渦度會升高(降低)近慣性波的頻率[14-15]。此外,地轉流的多普勒頻移效應也會引起近慣性波頻率的偏移[10]。

關于南海上層海洋對臺風的響應方面的研究比較深入,比如CHU 等[16]基于定點潛標觀測和數值模式開展了南海上層海洋對臺風的動力學和熱力學響應研究,指出近慣性波的能量主要集中在混合層和溫躍層;YANG 等[17]研究認為臺風激發的近慣性波對海洋混合存在顯著的貢獻。南海西北部同時存在著強盛的內潮、頻發的中尺度渦旋以及季節性變化的南海西邊界流,海洋過程復雜,對南海的內潮和臺風激發的近慣性波的相互作用研究也較多。觀測發現近慣性波與內潮通過非線性作用生成高頻波,將能量向高頻和小尺度傳遞[18-20];中尺度渦通過改變環境渦度大小影響近慣性波的頻率,導致近慣性波觀測頻率高于當地慣性頻率[17,20]。南海背景流(如西邊界流)對近慣性波觀測頻率影響的相關研究較少,亟需開展背景流對近慣性波頻率的影響機制方面的研究。為了進一步研究在南海背景流影響下臺風激發的近慣性波特征,特別是近慣性波頻率的偏移,本文利用臺風“杜蘇芮”期間南海西北部潛標觀測的海流數據研究臺風引起的近慣性波,獲得了臺風激發的近慣性波頻率在深度上的分布特征,基于內波傳播理論討論了背景流多普勒效應對近慣性波頻率在各個深度頻移的貢獻。

1 數據和方法

1.1 潛標觀測數據

本文將南海西邊界流作為背景流來探索近慣性波傳播中的頻率變化。南海西北部受南海西邊界流的影響,海流垂向結構復雜,存在上下層流向不同的現象。為此,在南海西北部(17°27.0′N,110°35.4′E,水深約1 347 m)布放潛標,獲得了2017年8月1日—10月31日不同深度的流速、溫度和鹽度的連續變化。潛標系統中,在80 m和81 m深度處分別設置了兩臺不同頻率的海流剖面儀(acoustic Doppler current profiler, ADCP),1臺為向上觀測的300 kHz ADCP,1臺為向下觀測的 75 kHz ADCP。兩臺ADCP的采樣間隔均為 3 min。300 kHz ADCP每層間隔4 m,共計25層;75 kHz ADCP每層間隔16 m,共計35層。兩臺ADCP的觀測范圍從海表到水下640 m深度,可以有效捕捉臺風激發的近慣性波。潛標上搭載了溫-鹽-深傳感器(conductivity, temperature, and depth, CTD),可以觀測到水深在50 ～300 m范圍的溫度和鹽度變化。CTD在水深60～160 m范圍內垂向設置的間隔是 10 m,在水深180～300 m范圍內垂向設置的間隔是20 m,采樣間隔是2 min。

為了方便后續的數據分析,對質量控制后的流速進行了在空間(深度)上的線性插值和時間上的平均處理。在空間上把各個時刻的流速數據統一插值到間隔為8 m的深度坐標上;在時間上把各個深度的流速(3 min采樣間隔)和溫度、鹽度(2 min 采樣間隔)數據分別進行30 min時間滑動平均。預處理后流速、溫度和鹽度數據的采樣間隔為30 min,近慣性波在觀測站位的周期約為40 h,因此處理后的數據采樣間隔不影響對近慣性波的分析。

1.2 臺風信息和衛星資料

臺風“杜蘇芮”的路徑信息來源于美國聯合臺風警報中心(Joint Typhoon Warning Center, JTWC),下載地址:https://www.ncei.noaa.gov/products/international-best-track-archive?name=ib-v4-access。數據包括臺風中心位置、最大風速、最大風速半徑和中心氣壓等參數,時間分辨率為3 h。臺風“杜蘇芮”生成于西太平洋,在2017年9月12日由菲律賓南部進入南海,移動速度約為20 km/h;進入南海后向西北方向移動,9月14日0時加強至臺風級別,其最大風速達到 33 m/s;在向西北移動的過程中繼續加強,在9月14日21時臺風中心距離潛標站位最近(約57 km),最大風速達到 46 m/s;隨后臺風繼續向西北方向移動,9月15日在越南東部登陸(圖1)。

圖1 臺風“杜蘇芮”路徑及強度Fig.1 The path and intensity of typhoon Doksui

為了計算渦度,下載了衛星高度計反演的海面動力高度和地轉流數據,下載地址:https://resources.marine.copernicus.eu/product-detail/SEALEVEL_GLO_PHY_L4_MY_008_047/DATA-ACCESS。該數據為衛星融合后網格化的全球數據,時間分辨率為1天,空間分辨率為1/4°×1/4°。

1.3 方法

近慣性波信號頻率集中分布在一個很窄的頻率段,通過切比雪夫濾波器來提取近慣性波信號。濾波器的通帶為0.85f0～1.25f0(f0=2Ωsinφ,f0是當地慣性頻率,φ為觀測站位緯度,Ω為地球旋轉頻率), 計算得到的當地慣性頻率為0.6 cpd,對應的慣性周期約為40 h。為了避免濾波引起相位扭曲,對流速時間序列分別進行了正向和反向兩次濾波處理[12]。

由于臺風激發的近慣性波持續時間較短,功率譜的頻率分辨率較低,難以準確提取近慣性波譜峰對應的頻率。因此,在功率譜分析的同時,還基于最小二乘法原理進行頻率擬合,將濾波得到的近慣性流擬合到以下方程式[11, 17]:

v(t)=v0+v1sin(ωot+φ)+R(t)

(1)

式中:v(t)是濾波后的近慣性流,t表示時間,ωo和φ分別為擬合觀測數據獲得的譜峰頻率(即觀測頻率)和相位,v0和v1分別為擬合后流速的平均量和振幅,R(t)是離差。

采用ALFORD 等[21]提出的一種使用近慣性動能和位能來確定近慣性波固有頻率ωi的方法,計算并分析觀測到的近慣性波頻率隨深度的變化。假設近慣性波滿足海洋中的線性波動頻散關系[21-22]:

(2)

式中:N、kh、m分別表示浮力頻率、水平波數和垂直波數,feff表示渦度作用下的有效科氏頻率[13]:

feff=f0+ζ/2=f0+1/2(?v0/?x-?u0/?y)

(3)

式中:ζ是渦度,u0,v0分別是由高度計反演得到的東西和南北方向地轉流,x和y分別表示東西和南北方向水平距離,f0是根據緯度計算得到的當地慣性頻率。

背景流通過多普勒頻移影響近慣性頻率,可以通過以下公式表達:

ωo-ωi=|kh||U|cos(θ-α)

(4)

式中:ωo是近慣性波觀測頻率,ωi是近慣性波固有頻率,U是背景流流速,θ和α分別是背景流方向和近慣性波水平傳播方向。

通過低通濾波剔除潮周期、近慣性周期的信號,最終可獲得觀測站位低頻變化的背景流流速。近慣性波固有頻率和有效科氏頻率滿足以下關系:

r=ωi/feff=[(R+1)/(R-1)]2

(5)

式中:r是一個比例系數,R是近慣性動能和位能的比值[21]。聯合方程(2)、(4)和(5),可以得到:

feff=ωo/[r+(m|U|cos(θ-α)/N)(r2-1)1/2]

(6)

通過公式(1)對不同深度近慣性流擬合得到近慣性波的基本參數,其中包括近慣性波觀測頻率ωo和相位φ,在垂向擬合相位φ得到垂向波數m[22]。公式(6)中的其它變量均為觀測數據。用公式(6)可計算出近慣性波有效科氏頻率feff,再用公式(5)計算出近慣性波的固有頻率ωi。公式(4)可用來分析背景海流作用下觀測到的近慣性波頻率發生的多普勒頻移。

2 結果與分析

2.1 近慣性波及其頻率“藍移”

“杜蘇芮”臺風中心到達潛標站位附近時,在臺風風場的強迫下,近慣性振蕩在混合層中激發并逐漸加強;在臺風離開后,混合層的近慣性振蕩信號穿過躍層向海洋深處傳播(圖2)。9月14日臺風激發的表層近慣性波致流(簡稱近慣性流)流速迅速增大,數值大于0.5 m/s;臺風離開后,近慣性波逐漸向海洋更深處傳播(圖2)。離海面42 m的近表海流在9月14日開始增強,15日達到最大,最大的近慣性流流速超過0.9 m/s。臺風過境之后,近慣性流流速大于0.5 m/s的持續時間超過6 d,同時流向隨時間變化呈順時針方向旋轉,9月21日以后,近慣性流流速明顯減弱。近慣性流在溫躍層弱于混合層,在溫躍層近慣性流東西向分量最大值接近0.3 m/s,出現在9月19日。近慣性波存在明顯向上傳播的相速度,這表明近慣性波波群速度向下,即臺風激發的近慣性振蕩能量以波動的形式穿過躍層向下傳播。與前人在南海北部相近站位的觀測結果[12,17]比較,此次觀測到的近慣性波強度大且傳播的深度較深,這可能是因為臺風“杜蘇芮”強度大,潛標站位距臺風路徑較近且位于臺風路徑右側,海洋對臺風的響應更加顯著[2,5,7]。

圖2 臺風期間近慣性波在東西(a)和南北(b)方向流速分量的時間序列Fig.2 The time series of eastward (a) and northward (b) component of near-inertial waves during typhoon period(紫色三角形表示臺風中心距離觀測站位最近的時間。)(The purple triangle indicates the arrival time of the typhoon.)

對9月5日—30日各個深度的東西和南北方向流速分別計算功率譜。功率譜顯示臺風期間能量分布主要集中在近慣性頻率的運動,這表明受臺風強迫后海水運動以近慣性周期為主導。采用基于方程(1)的最小二乘曲線擬合方法來獲取近慣性波頻率(圖3a)和相位(圖3b)。由圖3可知,譜峰值對應的頻率隨深度增加而增大,以東西向流速分量的功率譜為例,近慣性波的譜峰值對應頻率在60～70 m深度處接近f0,在400 m深度增加到約1.29f0(圖3a)。具體來講,在水深65 m以淺,近慣性波的頻率平均為1.06f0;在水深65～230 m,近慣性頻率由1.02f0緩慢增加到1.11f0;在水深230～400 m,近慣性頻率由1.11f0迅速增加到約1.25f0。觀測過程中整個水深的近慣性波頻率均大于f0(即發生藍移),這與理論上線性內波的傳播一致[23]。

圖3 近慣性波譜峰頻率(a)和相位(b)在深度上的分布Fig.3 The vertical distribution of frequency (a) and phase (b) of near-inertial waves

2.2 渦度和多普勒效應

觀測站位的渦度變化和背景流引起的多普勒頻移都會對近慣性波的頻率產生調制作用[11,13]。衛星高度計數據顯示在臺風期間,沒有中尺度渦經過觀測站位,地轉流的水平剪切引起觀測站位渦度的變化。當觀測站位渦度相對于行星渦度(即當地慣性頻率f0)很小時,渦度引起近慣性波的頻移可以用方程(3)表示[13]。為了便于直觀理解,圖4中用相對渦度(即渦度與行星渦度的比值)來說明渦度的變化。9月 14日和15日,觀測站位處渦度為正,15日之后減弱至負值并在零值附近浮動,到9月20日轉為正值,并達到最大值0.047f0(圖4)。9月14日—22日,渦度的平均值約為0.03f0。根據方程(3),有效科氏頻率feff值為1.02f0,這與觀測中100 m以淺深度的近慣性波頻率“藍移”量級(100 m以淺深度平均值約為1.04f0)較接近,表明正渦度的存在使100 m以淺深度的近慣性振蕩出現“藍移”現象。隨著深度的增加,近慣性波頻移的增大顯著,特別是在230～400 m深度,近慣性波頻率迅速由約1.11f0增加到約1.25f0。下面討論背景流的多普勒效應對頻率“藍移”的貢獻。

圖4 觀測相對渦度和理論相對渦度分布Fig.4 The time series of relative background vorticities from observation at mooring station and the relative theoretical vorticities

根據方程(4)評估背景流引起的近慣性波多普勒頻移需要確定背景流流向和近慣性波的水平傳播方向。背景流的流向可通過觀測數據來確定。背景流在臺風未到達之前(9月5日—13日)大致以100 m深度為分界線,上下層流速方向相反(圖5)。100 m以淺的背景流方向為SW方向,流速較小(不超過0.1 m/s),這與圖1中的海表地轉流方向一致。在9月14日—23日,SW方向背景流流速增強,同時SW方向的背景流深度變大,超過200 m。從臺風期間平均的背景流大小和方向隨深度的分布(圖6)可知,背景流在76 m深度達到0.18 m/s,方向約為265°(SW向);隨著深度增加,在76～186 m深度范圍內背景流強度減弱,在186 m深度達到最小(0.04 m/s),方向約為300°;在186～400 m深度,背景流的大小開始增強,在400 m深度達到最大(0.19 m/s),方向約為35°。

圖5 臺風期間觀測站位背景海流東西分量(a)和南北分量(b)的分布Fig.5 Distribution of eastward (a) and northward (b) components of the background current at the mooring station during typhoon period(豎直黑色虛線標出計算臺風影響時間范圍,紫色三角形表示臺風到達時間。)(The vertical black dashed lines mark the time range of typhoons impact. The purple triangle indicates the arrival time of the typhoon.)

圖6 臺風期間平均背景流大小(a)和方向(b)隨深度的分布Fig.6 Distribution of amplitude (a) and direction (b) for time-averaged background currents during typhoon period

近慣性波的傳播方向可以通過兩種方法來估算:一種是通過近慣性流剪切和近慣性波引起的密度擾動相位差來確定;另一種是通過近慣性流最大剪切方向來確定[21-22]。為了驗證兩種近慣性波傳播方向估算方法的可靠性,選取三個深度(55 m、105 m和155 m)的近慣性流剪切和近慣性波引起的密度擾動,基于方法一分別計算密度擾動與東西向流速剪切的相干譜和相位譜(圖7);基于方法二給出了這三個深度近慣性流剪切矢量圖(圖8)。在圖7中,相干譜和相位譜顯示近慣性波傳播方向約為90°(E向)。圖8a、8b和8c中的近慣性流剪切最大方向分別是91°,89°和97°。對上述兩種方法中得到的4個數值取平均,可以計算出近慣性波的傳播方向約為92°±4°。使用公式(4)、(5)、(6)分別計算近慣性波有效科氏頻率、固有頻率和背景流引起的多普勒頻移。

圖7 近慣性波引起的密度擾動與東西向流速剪切的相干譜(a)和相位譜(b)Fig.7 Squared coherence (a) and phase (b) between density perturbation and shear in eastward component(黑色虛線表示當地慣性頻率。)(The black dashed lines indicate the position of f0.)

圖8 臺風期間深度55 m(a),105 m(b)和155 m(c)處的近慣性流剪切矢量圖Fig.8 Shear vector hodographs of near-inertial waves at depths of 55 m (a), 105 m (b) and 155 m (c) during typhoon period

為了驗證方法的可靠性,比較了通過理論方法公式(6)和公式(3)計算得到的近表層(40 m深度)渦度(圖4中紅色三角形)和通過地轉流直接計算得到的渦度(圖4中藍色圓點)。從圖中可以看到臺風期間理論計算的近表層渦度與觀測值非常接近,也證明了該理論方法可靠。

圖9為有效科氏頻率、近慣性波固有頻率和多普勒頻率的分布。由圖可知,有效科氏頻率和近慣性波的固有頻率在230 m以淺的深度均沒有出現隨深度增加頻率增加的現象,在230～300 m深度頻率隨深度加深而增加,但是在300～400 m深度頻率隨深度增加而減小(圖9a)。有效科氏頻率和近慣性波固有頻率隨深度產生變化的趨勢與觀測到的近慣性波頻率變化趨勢不一致。

圖9 近慣性波有效科氏頻率與固有頻率(a)和背景流引起的多普勒頻移(b)在垂直方向的分布Fig.9 Vertical distribution of the effective Coriolis frequency and intrinsic frequency of near-inertial waves (a) and Doppler shift of the waves induced by background current(b)(陰影代表置信區間。)(The shaded areas represent confidence interval.)

從增加趨勢和量級上來看,背景流引起的多普勒頻移隨深度的分布與近慣性波的觀測頻率隨深度的變化保持一致(圖9b和圖3a)。200 m以淺的背景流方向與近慣性波的傳播方向相反(相差約180°),背景流的多普勒效應為負值,導致近慣性波觀測頻率較小,低于固有頻率;隨著深度增加,背景流迅速減小,在200 m深度附近背景流引起的多普勒頻移接近零。與此同時,背景流方向在180～230 m深度約為360°,與近慣性波傳播方向幾乎垂直,導致多普勒頻移趨近于零。在300～400 m深度范圍背景流強度最大,同時其方向與近慣性波傳播方向接近,引起的多普勒頻移為正,且偏移數值最大,這樣也解釋了觀測到的近慣性波頻率在該深度范圍內偏移最大。

3 結論

基于南海西北部的潛標觀測資料,采用近慣性波理論,首次在該區域定量分析了背景流引起的多普勒頻移對近慣性波頻率隨深度分布的影響,為臺風激發的近慣性波頻率演變提供了新的觀測依據。觀測數據表明近慣性波頻率大于當地慣性頻率,并且隨著深度增加頻率由1.06f0增加到1.25f0,特別是在深度230～400 m范圍內近慣性波頻率增加顯著。通過對渦度效應和背景流引起的多普勒效應分別進行分析,提出背景海流的多普勒效應是近慣性波頻率隨深度增加的主要因素:200 m以淺深度的背景流方向與近慣性波的傳播方向相反,多普勒效應為負,會引起近慣性波觀測頻率小于固有頻率;在200 m深度附近背景流方向約為360°,與近慣性波傳播方向幾乎垂直,導致多普勒效應趨近于零,該深度的近慣性波觀測頻率與固有頻率接近;在230～400 m深度,背景流強度達到最大,同時其方向與近慣性波傳播方向接近,因此引起的多普勒正頻移最大,在此深度范圍觀測到的近慣性波頻率偏移也最大,這很好地解釋了觀測頻率在該深度范圍的顯著增加。