基于HYCOM的南海中尺度涡数值模拟

韩玉康，周林，吴炎成（.解放军理工大学　气象海洋学院，江苏　南京　0；.中国卫星海上测控部，江苏　江阴　443）

基于HYCOM的南海中尺度涡数值模拟

韩玉康1，周林1，吴炎成2
（1.解放军理工大学气象海洋学院，江苏南京211101；2.中国卫星海上测控部，江苏江阴214431）

结合AVISO（Archiving Validation and Interpolation of Satellite Oceanographic Data）高度计资料，利用改进的NERSCHYCOM（Nansen Environmental and Remote Sensing Center-Hybrid Coordinate Ocean Model）大洋环流模式，对南海中尺度涡进行数值模拟研究，主要包括中尺度涡的三维结构、南海EKE（Eddy Kinetic Energy,涡动动能）的垂向变化、黑潮中尺度涡的脱落以及涡旋近岸时的结构变化等。模式再现了2007年2月-3月菲律宾西侧海域的一次暖涡过程，探究了其生命期中各阶段的特征物理量的变化，对其成熟时期的涡旋结构研究表明，中尺度涡的结构呈现不对称性，涡旋两侧的流场空间范围和流场强度均不相同，涡旋的半径和中心位置随深度不断变化，并且由涡旋作用产生的升降流的中心与涡旋自身中心并不重合，二者之间有一定距离。初步探索EKE的垂向分布情况，认为南海年平均EKE在垂向变化上呈现三段式，主要部分分布在300m以浅深度，但同时垂向又能达到海洋深层。分析了一次黑潮中尺度涡脱落的模式模拟个例，推测黑潮中尺度涡脱落原因：黑潮流径西移、外海中尺度涡对黑潮的强迫、地形作用，并且结果表明从黑潮脱落的中尺度涡可以携带大量高温高盐水体进入南海，对南海的温盐性质产生很大的影响。初步探索涡旋近岸时的结构变化，涡旋靠近岸界时，受岸界挤压，流速在一段时间内会增大，继续靠近岸界，由于岸界的摩擦、海底的拖曳，导致能量耗散，流速减小，最终涡旋消亡。

中尺度涡；数值模拟；黑潮；南海

中尺度涡是时间尺度在数天至数月之间、空间尺度在数十到数百公里之间的涡旋。中尺度涡以长期封闭的环流为主要特征，是海洋物理环境的一个重要组成部分。它不仅直接影响海洋的温盐结构和流速分布，而且蕴藏巨大的能量（Robinson，1983），对海洋动能、热量的输运发挥着重要作用。因此，中尺度涡自发现以来就是海洋学家十分关注的一个重要物理现象。

南海大致位于98.5-122.5°E，0-24.5°N之间，是西北太平洋面积最大的一个半封闭边缘海，最大水深5 000 m。南海地形相当复杂，并且通过众多海峡与外海和大洋相连。由于地形复杂，又是季风区，以及黑潮的作用，南海成为中尺度涡的多发海域。从南海中尺度涡发现以来，人们的研究逐步深入。苏纪兰等（1992）、许建平等（1996）对冬春季吕宋冷涡进行了报道研究，苏纪兰等（1999）报道了夏季越南外海的越南冷涡。程旭华等（2005）研究表明，南海中尺度涡存在明显的季节变化。黄企洲（1994）、方文东等（1997）对南海南沙海域的冬夏季相反的南沙气旋式涡和南沙反气旋式涡做了比较深入的研究分析。

近年来，在南海开展的有利于中尺度海洋过程研究的观测越来越多，为中尺度涡过程的研究提供了许多十分宝贵的资料（NaN et al，2011），让人们对中尺度涡三维结构的研究更加丰富。Wang等（2012）利用WOA05资料和高度计资料，分析了南海涡动动能的季节变化进行，Hu等（2011）利用观测资料对南海西南部的一个冷涡进行研究，探讨了其三维结构，Chen等（2010）通过卫星高度计资料和Argo资料相结合的方式，对吕宋暖涡的垂向结构及演变过程进行了研究。

现场观测资料由于观测范围不够广、时间序列不够长，并且比较稀少，无法得到连续的海洋信息及其变化。卫星遥感仅能提供中尺度涡的海面资料，无法得到海洋下层的信息以及用于海洋表层以下物理过程的研究。而SODA（Simple Ocean Data Assilimation）等再分析资料，虽然比较丰富，但是主要是用于研究世界大洋环流的大尺度气候变化的，其时空分辨率都比较低，不适合于中尺度涡研究。随着高分辨率海洋环流模式的不断发展，数值模拟逐渐成为中尺度涡研究的重要手段，越来越受到大家的关注。Xiu等（2010）利用ROMS模式对南海1993-2007年间的中尺度涡进行了统计，并与卫星高度计资料进行比较，结果显示非常接近。Wu等（2007）利用POM模式研究了南海北部中尺度涡，指出吕宋海峡附近产生并向西传播的中尺度涡与斜压Rossby波具有相同的传播速度。

对于中尺度涡的研究仍然存在很多疑问，例如，黑潮在吕宋海峡是否会脱落出中尺度涡进入南海，如果可以，脱落过程是怎么样的？中尺度涡在发生发展过程中自身能量是如何变化的？中尺度涡与背景场有哪些作用？这些前人已有一部分工作（Wang et al，2008；Zu et al，2013），但是很多问题没有解决。

本文利用改进的挪威版的HYCOM海洋模式，对南海的中尺度涡现象进行数值模拟研究，并结合高度计资料和SODA再分析资料，以期更好地理解和揭示南海中尺度涡的结构特征、能量以及与背景场的相互作用。

1　数据和方法

1.1资料介绍

本文采用AVISO提供的2000-2008年9年的T/P、Jason和ERS1/2等卫星高度计融合的海面高度异常（SLA）数据。该数据采用墨卡托投影，空间分辨率1/3°×1/3°，时间分辨率7 d，空间覆盖范围南北纬82度之间。

SODA是分析1950年至今的上层海洋的温度、盐度和海流资料得到的产品。用于同化的资料包括WOA94的温度、盐度（MBT、XBT、CTD、站点资料），以及其他水文、海表温度、海表高度资料。空间分辨率1/2°×1/2°，空间范围75.25°S-89.25°N，0-360°。时间分辨率逐周。

1.2模式介绍

所用到的模式是由挪威的南森环境遥感中心基于标准版HYCOM模式而改进的NERSC-HYCOM。HYCOM数值模式是全球海洋环流模式，最大的特点是采用z坐标，sigma坐标和等密度坐标相结合的垂向混合坐标，即在开阔海域采用等密度坐标，在近岸海域采用sigma坐标，在混合层和层结不稳定的海域采用z坐标。模式的另外一个特点是嵌入多种湍混合模块以供选择，如K-T方案、KPP方案等。近年来，HYCOM模式被广泛应用与大洋和区域海洋的研究之中。

模式采用嵌套技术，分为内外两层模式区域。外部大区域为S20°以北的太平洋，范围99°E-289°E，20°S-65°N，水平分辨率1/2°×1/2°；内部小区域为西北太平洋和中国近海，范围99°E-148°E，10°S-52°N，水平分辨率1/8°×1/8°（图1）。大区域边界采用牛顿松弛边界，边界上松弛宽度为20个网格，时间松弛尺度为20d。为减小地形剧烈变化产生的计算不稳定，将地形进行一次平滑，平滑后的地形避免了大洋中一些复杂地形海域的地形剧烈变化。中国近海小区域模式嵌套于1/2°×1/2°分辨率的太平洋区域模式，每天从大区域获取一次边界条件。

图1　模式区域设置

模式的垂向分层在原模式22层的基础上进行改进，设置为28层，各层的参考目标位密值为17.0，17.5，18.0，18.5，19.0，19.5，20.0，20.5，21.0，21.5，22.0，22.5，23.25，24.0，24.75，25.5，26.25，26.65，26.90，27.04，27.17，27.29，27.52，27.65，27.70，27.75，27.78，27.80。前10层的位密值都不大于21.5，使得大部分海域上层的z坐标达到10层，增加上混合层的z坐标层数，提高上混合层分辨率。同时加密海洋深层的垂向层数，提高深层海洋的分辨率。改进后的28层模式较先前的22层模式的模拟效果有很大的改进。垂向混合方案采用KPP方案。

模式的温盐初始场采用了对极具有高质量的PHC（Polar Science Center Hydrographic Climatology）温盐资料，该资料是利用Levitus’1998 WOA资料和AOA（the EWG Arctic only climatology）资料处理得来的，PHC与Levitus资料相比在极地地区分辨率更高。并且在试验中发现PHC比Levitus资料具有更好的初值稳定性。高频强迫场资料采用了欧洲中心提供的ERA-I（ERA-Interim）资料，该数据为ECMWF研制的最新的全球大气再分析产品高频强迫资料，该资料覆盖全球，空间分辨率达到了0.5°×0.5°，每6 h输出一次资料，包括风场、海表面温度场、蒸发降水场、净海面辐射通量场以及相对湿度场。

大区域气候态运行20年后，模式稳定，将第16-20年的结果作为小区域的背景场；小区域气候态运行5年，模式稳定，得到气候态结果；将小区域第5年的结果作为模式高频运行的背景场，模式进行2000-2008年的高频强迫，得到结果。

1.2中尺度涡的判定方法

中尺度涡的形状通常不是规则的圆形，受各种地形和海流的影响，中尺度涡的切向速度往往不对称，其形状也是不规则的圆形或者椭圆形，而且中心位置和形状也不是一成不变的，这给识别中尺度涡带来一定困难。目前，大致有三类识别中尺度涡的方法：物理参数法、几何形状法和混合法。物理参数法如 O-W方法 （Okubo，1970；Weiss，1991），通过海表面高度或者温度场的信息来识别中尺度涡，将这些物理场以参数形式表示，当该参数超过一个阈值时就识别为中尺度涡，其缺点是容易误识别。几何形状法则使用流线上的各点的累计旋转角度来判别，它首先要将速度场表达为流线的形式，当流线上点的累计旋转角度值大于等于2π时则判定为涡旋（Sadarjoen et al，2000）。该方法误识别率较小但是计算量很大，提取速度过慢。混合法是基于几何形状法之上的，边界确定用的几何形状法，但是为了节省计算时间，查找涡旋中心的判据用SLA的极值代替，这使用到了物理参数法，因此混合方法是一个折中的方法，计算时间和效果都能得到一定改善，但是仍然会造成误识别。

经过大量的试验，同时考虑到计算区域范围和涡旋的识别效率，本文采用Nencioli等.（2010）提出的基于流场的中尺度涡自动识别方法对南海中尺度涡进行自动识别，该方法是基于中尺度涡的速度场的一些几何特征来识别中尺度涡，因此属于第二类方法：几何形状法。

2　结果分析

2.1模式模拟效果验证

2.1.1南海流场

分别取2月份和8月份的模式模拟结果，作为冬季和夏季的南海流场，与SODA资料进行比较，验证模式对南海流场的模拟效果。冬季，受冬北季风的作用，整个南海是被一个大的气旋式环流所控制，海水主要向西南方向流动，在南海的西部和北部都有较强的西边界流。在吕宋海峡，有较强的黑潮海水流入现象，黑潮入侵流进入南海后分为两部分，一部分转向向西流动，汇入南海的大的气旋式环流中，另一部分继续向北，进入台湾海峡，成为南海暖流的重要组成部分。这与前人的研究结论是一致的（蔡怡等，1999；张婷婷，2008）。

夏季，在西南季风的作用下，南海的环流形式与冬季大致相反，成一反气旋式环流。黑潮水的入侵不如冬季明显，整个台湾海峡都是自北向南的海水流动。在西边界，向北流动的海水在越南东部海域产生分支，形成东北方向的离岸流。与方国洪等（2009），利用改进的MOM2模式，模拟计算得到西边界流场形式相同。而产生离岸流的位置大约在北纬11度附近，与翟丽等（2004），利用ECOM-si模式得到的数值结果相同。这也验证了HYCOM模式的模拟效果。

总的来说，模式对南海表层环流的模拟与SODA资料以及前人的已有研究成果十分贴近，其主要环流特征都得到了很好的体现，验证了模式对于南海流场具有很好的模拟能力。同时，HYCOM的模拟结果也存在一定的不足：黑潮模拟中，黑潮的流幅过窄，流速偏大；南海各个海峡处的水体流动模拟效果不是太好，这可能是受模式分辨率以及地形的分辨率局限所造成的。

2.1.2南海海表面高度场

海表面高度场（SSH）是上层海洋环流动力结构的真实体现，代表了深度平均流的水平分布，因此对于海面高度的研究是上层海洋环流研究的关键问题之一。从图3可以看出，模式模拟的南海月平均海表面高度异常，与AVISO资料是十分接近的，和Cheng等（2010）的研究结果相同。冬季，在Ekman输运的作用下，海水在西海岸堆积，海面高度升高，特别是泰国湾海域最为明显。最低的海表面高度异常出现在南海深海盆的东北部，吕宋海峡的西南侧，可以达到-15cm左右。其次，在越南东南海域，也存在一海表高度的异常负值，强度较弱，在-7.5cm到-10cm之间。说明冬季在吕宋海峡西南侧和越南东南部海域有较强的中尺度现象。在这两个异常负值之间，越南东部，存在一海表面高度的异常正值，在5cm左右。

模式模拟结果和AVISO资料之间也存在一定的差异，在南海北部，模式的模拟结果数值偏低，而在南海南部，AVISO资料显示有很大一部分海域存在-5cm左右的海表面高度异常，而模式并没有模拟出来。模拟存在误差的可能原因是AVISO资料的海表高度异常的时间序列为1993年至今，而模式资料时间范围是2000-2008年，海表面高度异常的年际变化信号在一定程度上被滤掉了。其次，在某些海表面高度变化微弱的海域，卫星资料的信号误差是模式与观测不一致的因素之一（Simth et al，2000）。夏季与冬季南海海表面高度异常的形式相反，在吕宋海峡西南海域以及越南东南部海域，都存在海表面高度的正的异常，南海东部海表面高度要高于西部海域。

图2　2月份和8月份南海表层流场（单位，m/s）（左图为SODA资料结果，右图为HYCOM模式结果）

2.2涡旋的三维结构

中尺度涡的三维结构一直都是人们研究的热点问题。Peng等（2012），Guan等（2012），林夏艳等（2013）分别利用不同海洋模式通过数值模拟的方法来分析中尺度涡的三维结构，这些研究都大大加深了人们对于三维中尺度涡的认识。受林夏艳的方法启发，本文将其用于HYCOM海洋模式，对菲律宾西侧海域的一次中尺度暖涡过程进行研究探讨。

图3　HYCOM模式模拟和AVISO资料的南海月平均海表面高度异常（单位，m）（左图为2月份，右图为8月份）

2.2.1涡旋的演变过程

（1）涡旋过程的模式再现

从图4中可以看出，模式模拟的流场、涡旋与高度计资料结果有很好的时空匹配性，在局部区域和一些细节之处有所差异。从模式模拟的结果来看，该暖涡产生于2007年2月7日，历时6个多周，在2月28日达到强盛时期，在3月21日消亡。涡旋位置位于菲律宾西侧海域，整个过程中涡旋略向西移动，但是整体还是在此区域，平均位置东经118.75度，北纬15.25度。从高度计资料结果来看，涡旋西行的移动速度和距离比模式模拟结果稍大，平均位置东经118.00度，北纬15.25度，涡旋的生命周期和发展过程与模式模拟较好的吻合。综上所述，模式基本能够对此次中尺度暖涡过程有比较好的模拟。

（图待续）

图4　菲律宾西部海域一次暖涡过程的数值模拟与高度计观测（左侧是高度计结果，右侧是模式结果；彩色填充部分是海表面高度异常（单位：cm），矢量是地转流，黑线代表涡旋边界，☆代表涡旋中心位置）

图5　涡旋生命期中的特征物理量变化（蓝色虚线表征物理量在整个生命过程的均值）：（a）涡动动能，单位cm2/s2；（b）能量密度，单位cm2/s2/km2；（c）剪切形变、拉伸形变，单位10-6/s；（d）涡度，单位10-6/s

（2）特征物理量的变化

图5为涡旋生命过程中各物理特征量随时间的变化。

其中U，V分别是涡旋纬向和经向的速度；

图a可以看出，在涡旋整个生命期中，涡动动能随时间先变大，在涡旋生命中期达到最大，在450 cm2/s2附近，随后不断减小，直至涡旋消亡，分布基本呈抛物线形状，涡动动能的平均值在305 cm2/s2左右。图b是涡旋的能量密度随时间的变化。涡旋生命初期，半径不断增大，但是涡旋的涡动动能增加速度很慢（如图a），因此能量密度在初期有一个减小的过程；涡旋生命中期，半径基本不再变化，而此时涡旋的涡动动能仍不断增加，致使涡旋的能量密度不断增加；涡旋生命后期，半径不断减小，涡动动能也不断减小，二者同步变化，而能量密度几乎不变，最后稳定在0.425 cm2/s2km-2附近，整个涡旋生命期能量密度的均值大约为0.034 cm2/s2km-2。图c的2个物理量表征涡旋的形变信息。可以看出剪切和拉伸形变的正负和大小在涡旋的整个生命过程中都不断变化，表征涡旋并不是一成不变的，形状不断改变而不是保持圆形。图d是涡旋的涡度随时间的变化。可以看出涡度有两个较大值，一次出现在涡旋初期，大约-6.8×10-6s-1，一次出现在涡旋的衰退消亡期，大约为-0.75×10-6s-1。在涡旋生命中期涡度较小，最小值为-2×10-6s-1。涡旋整个生命过程的涡度先减小后增大，均值为-4.25×10-6s-1。

2.2.2涡旋的三维结构

为更清楚的认识此次中尺度涡过程，本文利用HYCOM模式资料，对涡旋在强盛时期（2007年2 月28日）的三维结构进行研究分析。我们的模式识别方法在250 m深度以下不再能够识别出中尺度涡结构，所以我们认为此时涡旋的垂向深度为250 m。

（1）流场结构

从图6中可以看出，涡旋流场，无论是经向流速还是纬向流速，都具有同一个特点：不对称，包括流场空间范围不对称和流场强度不对称，与Chu等通过探温仪得到的情况相类似（1998）。在图a中，涡旋南侧流场范围较窄，而北侧较宽；南北两侧最大流速均为0.3 m/s，南侧最大流速只出现在海洋表层一小部分，北侧的最大流速大部分出现在海表面以下位置，而且范围较大。在图b中，纬向流速的结构不对称更加明显，涡旋西侧流场范围宽广，最大流速0.3 m/s只出现与海洋表层很小区域，0.1 m/s等值线只达到海面以下125 m深度；涡旋东侧流场范围较小，只为西侧部分的一半，最大流速0.3 m/s并不在海洋表层，而是出现在50 m深度附近，0.1 m/s等值线达到海面以下200 m深度，比西侧深75 m。

图6　流场剖面图（单位，m/s）:（a）沿119oE断面流速u，正值代表方向向东；（b）沿15oN断面流速v，正值代表方向向北

（2）半径和中心位置

图7　涡旋半径和中心位置随深度的变化（a）涡旋半径随深度的变化，o代表模式的计算层；（b）涡旋中心位置随深度的变化，·代表涡旋中心的经度，☆代表涡旋中心的纬度

从图7可以明显看出，涡旋的半径和中心位置都随深度不断变化。图a中，在海表面涡旋的半径为62 km，在海面以下15 m涡旋半径突然增大，约为77 km。随着深度继续加深，涡旋半径逐渐减小，至250 m深度，涡旋半径达到最小，为45 km。整个涡旋的形状上大下小，像一个碗状（Dong et al，2012）。图b中，涡旋中心位置从上到下并不垂直。中心经度随着深度基本呈减小形式，从118.75°E到118.125°E，表明涡旋随深度增加向西偏移；中心纬度在50 m以浅，随深度减小，50 m以深随深度而增大，表明涡旋随深度增加先向南侧偏移，再向北侧偏移。综合来看，涡旋随深度增加先向西南偏移，再向西北偏移。

（3）温盐结构

图8　涡旋的温盐剖面结构（a）沿15°N温度断面，单位℃；（b）沿15°N盐度断面，单位PSU

图8为沿15°N的温盐剖面，受中尺度涡作用，温度和盐度等值线都向深层弯曲。如果把22℃等温线定义为温跃层的深度，在涡旋中心，22℃等温线位于115 m深度，在涡旋边缘位于85 m深度，同一深度，涡旋内外，具有1.5℃左右的温度差异，和0.15 PSU左右的盐度差异。由于升降流量级很小，难以直接观测，并且在诊断计算时也会因插值、差分和边界的选取而产生很大的误差（杨少磊，2008），所以有很多学者通过温盐等海洋物理要素的分布情况来研究升降流现象（许金电等，2013；蔡尚湛等，2010），如果采用这种方法，下降流的中心应该位于温盐等值线的最低点。从此次涡旋的温盐结构来看，从50 m深度到200 m深度，下降流中心从118.75°E向东偏至119.25°E。而图6已得出结论，涡旋中心在50 m深度到200 m深度之间，是从118.6°E向西偏至118.125°E，可见涡旋导致的下降流中心与涡旋中心并不重合，而是相距一定距离。张庆华等（2002）通过计算认为上升流在离开中心某一距离处最大，而涡旋中心仍然存在上升流，同时乔方利等（2008）在对东海冷涡的研究过程中也指出上升流在离开涡旋一定距离处最大，这些与本文所得结果一致。南海中尺度涡升降流情况和东海是否相同，模式模拟结果与实际是否一致，这还有待进一步研究。

2.2.3南海EKE的垂向变化

中尺度涡在海洋能量交换中扮演着重要角色，其涡动动能（EKE）占据了海洋表层地转流场动能的90%。人们对各个大洋的中尺度涡涡动动能都进行了很多探索。何忠杰（2007）对西北太平洋副热带逆流区的中尺度涡涡动动能进行研究，认为该海域涡动能主要分布在22°N附近，冬夏季涡动能较高，冬季最低。张文霞等（2011）研究了南极绕极流区的涡动能的年际变化，得到其原因是南半球环状模相关的风应力变化。近些年，对于南海的此项研究也越来越多，并取得了很多成果（Chen et al，2009；2010），使人们对中尺度涡涡动动能得到了进一步的了解。但是，至今为止，认为对于涡动能的研究仅仅局限于海洋表层，对其垂向分布的研究十分稀少，认识不足。本文受王大奎等（2011）研究的启发，利用HYCOM模式模拟结果，对南海中尺度涡动能的垂向变化作一简单探索。

图9　南海EKE的垂向变化（实线表示EKE，虚线表示EKE变化的斜率）

图9是南海整个海域1 000 m以浅，中尺度涡年平均的涡动动能随深度的变化。可以看出从表层至深层1 000 m深处，EKE随深度增加而减小，整个过程可以分为3部分。第一部分，从海面至100m深度，EKE的值从310 cm2/s2减小到125 cm2/s2，并且呈线性递减关系，递减率每米1.85 cm2/s2。第二部分，从300 m深度至1 000 m深度，也是呈线性递减关系，从35 cm2/s2减小到10 cm2/s2左右，递减率每米0.036 cm2/s2，在这一段深度，EKE已经很小，并且随深度减小也很慢了。第三部分，介于上述二者之间，100 m至300 m深度，EKE从125 cm2/s2减小到35 cm2/s2，递减呈非线性形式，递减率由1.85 cm2/s2减小到每米0.036 cm2/s2。

从上图还可以看出，一方面EKE主要分布在海洋上层海表面至300 m深度，300 m以深，EKE的值和变化都很小；另一方面涡动动能所能达到的垂向深度也较深，在1 000 m出仍然有一部分存在。本文HYCOM模式的模拟结果与王大奎等ROMS的模拟结果基本一致。

2.3黑潮的中尺度涡脱落

近年来，就上层水交换而言，人们逐渐认识到黑潮在吕宋海峡的行为在很大程度上是一个中尺度问题。水团分析的结果表明，南海北部海域经常观测到接近黑潮水水体性质，而明显有别于周边水体的高温高盐水。但这种特征并非完全由水团的平均流输运所导致，进一步的分析表明，黑潮水体以高频涡动的方式逸入南海内部是其影响南海的重要方式之一（Wang et al，2008；李燕初等，2002；Jia et al，2004）。

2.3.1黑潮侵入南海

图10给出了吕宋海峡的纬向速度的垂向断面，图a为Liang等（2003）1991-2000年的观测结果，图b为本文HYCOM模式的模拟结果。可以看出，黑潮在吕宋海峡的侵入与流出主要是在海峡的北半部分，20°N-22°N，海峡南半部分流速很小，在此不做讨论。黑潮水的侵入主要在20°N-21.25°N，300 m以浅流速基本大于0.1 m/s，最大流速达到0.4 m/s。本文模拟结果与前人观测结果基本形式一致，但最大流速的位置有所差别，由100 m深度层一直延伸至海表面。在出流部分，21.25°N-22°N，本文模拟的出流强度0.4 m/s，比前人观测结果大0.1 m/s左右。存在差异的可能原因：观测结果时间为1991-2000年，而模式结果的时间为2000-2008年，其中一部分差异是由于流场的年际差异造成的。

图10　吕宋海峡300 m以浅流速垂向断面（单位，m/s）（a）Sb-ADCP 1991-2000年观测结果；（b）HYCOM模式结果

综上所述，HYCOM模式对黑潮侵入南海和出流的模拟都是比较好的，可以较好刻画出南海和黑潮在吕宋海峡水体交换的位置和强度。

2.3.2中尺度涡脱落过程

因为实测资料的缺乏，涡旋脱落现象的难以捕捉等原因，中尺度涡从黑潮脱落这个问题至今还没有详实、充分的实测资料来用以研究。鉴于这点，本文单纯从模式模拟的角度来对这个问题进行探讨。通过模式模拟出的一次2月至3月份的，为时40 d左右的黑潮中尺度涡脱落现象，来初步探讨中尺度涡从黑潮脱落进入南海的过程和可能的动力机制，以及其进入南海后对南海温、盐场的影响，增进对黑潮水侵入南海这一海洋物理现象的认识。

如图11所示，本文将此次中尺度涡脱落过程共划分为五个阶段，时间分别表示为第10 d、第20 d、第25 d、第30 d和第40 d。刚开始，黑潮流径正常，在台湾岛南段，有一部分黑潮水进入南海，后分为两部分：一部分沿台湾岛西侧继续北上，进入台湾海峡，成为台湾暖流的重要组成部分；另一部分转向西行，进入南海。第10 d，黑潮流径开始发生弯曲，在台湾岛南侧形成圆弧形状。第20 d，黑潮流径弯曲加强，在21°N和22°N之间，伸出一条高SSH水舌，形成流套；同时黑潮主轴弯曲进入南海中。第25 d，黑潮流套继续向西伸展，最西端达到东经118.5度以西，并向中尺度涡旋转变；同时，黑潮流轴恢复正常，直接跨越吕宋海峡而不进入南海。第30 d，中尺度涡生成，并从黑潮脱落。第40 d，中尺度涡继续向西移动，进入南海，继续发展。综上所述，此次中尺度涡的脱落过程，可以归纳为以下5个阶段：流轴弯曲、流套形成、流套-中尺度涡转化、中尺度涡形成并脱落、进入南海。涡旋从第25 d到第40 d，向西移动约1.5个经度，平均移动速度为11 cm/s左右，与郭景松等（2013）通过Argos浮标资料得到的脱落涡旋的西移速度10 cm/s十分接近。

图11　一次中尺度涡旋从黑潮脱落过程（海表面高度单位，m；☆代表涡旋形成后的中心位置）

对于产生此次黑潮中尺度涡脱落的动力机制，我们主要考虑了流场、外海涡旋以及地形等因素。第一是黑潮流轴的季节变化（如图2）。冬季黑潮流轴西移，在吕宋海峡北部，可以达到东经121度以西，为黑潮流的一部分掠过台湾海峡南端，形成流套创造了条件。第二，黑潮东侧西行的中尺度涡强迫影响。从图中可以看出，黑潮东侧西行的中尺度涡，到达吕宋海峡东侧时，受黑潮的阻挡，不能继续西行进入南海。但是却将自身的一部分能量或者说不稳定的扰动，传递到黑潮，黑潮对中尺度扰动具有不稳定性，迫使其流轴弯曲，形成流套。第三，海底地形的影响。台湾海峡南端是水深较浅的恒春海脊，由于地形的抬升作用，使黑潮的能量和不稳定扰动在上层加强，进一步促进了流套的发展以及中尺度涡的形成。而海峡南侧水深较深，地形对上层海水的影响比较小。除此之外，可能黑潮的斜压不稳定、冬季强劲的冬季风、其他海洋物理过程的影响等条件也可能是黑潮中尺度涡旋脱落的重要原因，对此本文尚未做研究。

2.3.3黑潮脱落的中尺度涡对南海温、盐场的影响

由于黑潮水与南海水体在温、盐性质方面存在很大的差异，因此，从黑潮中脱落的中尺度涡，携带黑潮的高温高盐水体，必定会对南海海洋环境，尤其是台湾海峡南端和中国大陆沿岸海域，产生很大的影响。此次脱落过程阶段较多，由于文章篇幅所限，本文主要关注中尺度涡脱落进入南海以后的温盐场变化，也就是上述阶段的最后一个，对脱落过程中的变化不做一一研究。

如图13.a所示，此次过程对南海温度场的影响在海洋表层很难看出，整个表层几乎都是25℃以上的水体。从经向或者纬向断面来看，以北纬21.25°，东经117.5°为中心，周围有很大一部分水体温度明显高于附近海水，也就是说脱落的涡旋造成了台湾海峡南端上层的水体升温。从图b来看，这部分水体的温度性质与121°E以东的黑潮流域海水十分相近，但是，这些高温水体的出现，是涡旋从黑潮携带而来的还是暖涡的下沉运动导致的，我们还不能定论，需要结合盐度场进一步分析。

图12　温度断面分布（单位：℃）（a）东经117.5度断面温度分布；（b）北纬21.25度断面温度分布

如图13.b所示，与高温海水的中心相吻合，在此区域的海水呈现出高盐的特性，特别是在海面以下50 m至300 m之间，最大盐度值达到34.7 PSU。但是这个区域的海洋50 m以上及其附近海域，盐度都是要低于34.5 PSU的，也就是说，这些高盐水体不是由于下沉流导致的，而是由脱落的中尺度涡从黑潮流域携带而来的，解决了我们在上文所提出的问题。图14为涡旋内部水体和涡旋周围的南海水体的T-S点聚图。可以看出，在海洋上层，涡旋水体和南海水体的温盐性质存在很大差异，涡旋内部水体相对于南海水体具有高温高盐的性质，也验证了上文的结论，二者不是同一水体。

同时，也发现图13中，在海面到100 m之间，围绕在高盐水体的周围，存在一圈盐度很低的水体。结合流场以及涡旋的运动来看，这些水体是由于涡旋表层的高速旋转，将吕宋岛西北海域的低盐海水吸入涡旋中来的，并伴随涡旋向西移动。而涡旋的深层，由于旋转速度较慢，因此并没有将低盐水吸入。

综上所述，从黑潮脱落的中尺度涡，将黑潮高温高盐的水体带入南海，并且还吸入了一定量的吕宋岛西北部海域的低盐水体。这些水体将对南海温、盐场产生很大的改变，甚至因此改变其他的海洋物理过程。

图13　盐度断面分布（单位，PSU）：（a）东经117.5度断面盐度分布；（b）北纬21.25度断面盐度分布

图14　涡旋内外水体的T-S点聚图

（红点代表涡旋内部水体，蓝点代表涡旋外部，既南海水体，黑线代表其平均状态）

2.4涡旋进入浅水、近岸的结构变化

中尺度涡并不是一个孤立的系统，它时刻与外界有着相互作用。一方面，中尺度涡可以携带热量和动能，并输送物质（Benitez et al，2007），影响海洋的物理环境；另一方面，中尺度涡在发生发展过程中也不断与外界发生作用，例如涡涡相互作用（Zhangetal，2013）、涡流相互作用（马文龙，2013）以及岸界对中尺度涡产生影响（Frolov et al，2004）等等。所以对于中尺度涡的研究，离不开涡旋与其周围环境的相互作用。早期的研究就认为海岸、边界对中尺度涡具有耗散作用，Wright等对大西洋的研究中指出，其西边界区域的海底地形拖曳是涡场能量耗散的主要原因（Wright et al，2012）。但目前针对南海中尺度涡的耗散作用的研究很少，在南海，海岸、边界会对中尺度涡产生什么样的影响，涡旋的结构会产生怎样的改变，人们还很不清楚。

本文通过将模式资料与高度及资料对比，找出2008年8月13日到2008年10月8日，在海南岛南部海域的一次中尺度涡过程，对此开展研究。此次中尺度涡过程共历时8个周，在2008年9月3日靠近海岸附近，并且达到涡旋发展的最强期。图15为9月3日的模式流场和高度计流场图。从图中可以看出，相比高度计资料，模式模拟整体效果较好，涡旋中心位置向东偏离约0.75度左右。

图15　近岸中尺度涡流场（图中☆代表本时刻9月3日的涡旋中心位置，·代表下一时刻9 月10日涡旋中心位置，高度计资料只画水深大于100m的区域）：（a）模式模拟结果；（b）高度计资料结果

图16　沿涡旋中心的速度剖面（单位，m/s）：（a）9月3日纬向速度u；（b）9月3日经向速度v；（c）9月10日纬向速度u；（d）9月10日经向速度v

如图16的a，b所示，从9月3日沿涡旋中心的垂向速度剖面来看，纬向速度u和经向速度v具有相同的特点：靠近海岸、浅水的一半，相对于远离海岸的一半，流场范围较小，流速较大。图a中，速度u在近岸侧达到0.5 m/s，而离岸侧大部分区域在0.2 m/s左右；图b中，速度v在近岸侧也达到0.5m/s，而在离岸侧最大速度只达到0.3 m/s。原因可能是涡旋靠近海岸，受到岸界的挤压，导致近岸侧流场空间范围减小，空间范围被压缩以后导致了流速的加快。

从海表面流场图（图15）中可以看出，从9 月3日到9月10日，涡旋的移动方向为西南方向，这样，涡旋北侧远离海南岛岸界，而东侧更加靠近越南岸界。对比图16的a图与c图，可以看出，涡旋北侧开始远离岸界，不再受岸界挤压，流场空间和涡旋结构都恢复相对正常状态，只是流速减小。对比b图与d图，可以看出，涡旋的西侧更加靠近岸界，海岸的挤压更加严重，流场空间变得更小，但是流速并没有随空间的缩小而增大，反而不断减小。

综合以上现象，本文推测，中尺度涡在靠近海岸、浅水时，受岸界挤压，近岸侧流场空间会压缩，流速在一段时间内会增大；当涡旋继续靠近海岸，流场空间会不断被压缩，同时，由于岸界的摩擦增大，海底的拖曳强度加大，对中尺度涡的能量会产生很大的耗散作用，导致涡旋流速减小，最终致使涡旋消亡。

3　结论与展望

本文利用HYCOM海洋模式，对南海中尺度涡进行数值模拟，研究中尺度涡旋的三维结构和能量，分析了一次黑潮中尺度涡脱落的模式模拟个例，以及其对南海温盐场的影响，并对涡旋近岸时的结构变化问题作了简单探寻，得到如下结论：

（1）本次涡旋生命过程中，各特征物理量的变化趋势：EKE先变大后减小；能量密度先变小，再变大，最后基本保持不变；剪切形变和拉伸形变的正负和大小都不断变化；涡度基本先减小再变大。

（2）中尺度涡的结构呈现不对称性，并且涡旋的半径和中心位置都会随深度而变化；由涡旋作用产生的升降流的中心与涡旋中心并不完全重合，二者之间有一定距离。

（3）南海EKE随深度的变化呈现为三段式，主要部分分布在300m以浅深度，但同时垂向又能达到海洋深层。

（4）黑潮中尺度涡脱落原因可能有以下三点：黑潮流径西移，外海中尺度涡对黑潮的强迫，地形作用。涡旋从黑潮脱落，会将高温高盐水体带入南海，对南海温盐性质产生很大影响。

（5）中尺度涡靠近岸界时，受岸界挤压，流速在一段时间内会先增大；继续靠近岸界，由于岸界的摩擦，海底的拖曳，导致能量耗散，流速减小，最终涡旋消亡。

中尺度涡在海洋中十分丰富，它对海洋的物理环境以及能量都有着很大的影响。但是由于资料的稀少，人们对中尺度涡的结构、能量以及其他很多方面的研究都还很不成熟，还是一个个待解之谜。今后会对本文中提出的问题和观点做进一步的研究和证实，增进对中尺度涡的更加全面的认识。也相信随着资料的丰富，模式的改进，人们研究的深入，在不久的将来，一定能够解开海洋中尺度涡之谜。

Benitez C R,Bidigare R R,Dickey T D,et al,2007.Mesoscale eddies drive increased silica export in the subtropical Pacific ocean. Science,316:1017-1021.

Chen G X,Hou Y J,Chu X Q,et al,2009.The variability of eddy kinetic energy in the South China Sea deduced from satellite altimeterdata. Chinese Journal of Oceanology and Limnology,27（4）:943-954. Chen G X,Hou Y J,Chu X Q,et al,2010.Vertical structure and evolution of the Luzon Warm Eddy.Chinese Journal of Oceanology and Limnology,28（5）:955-961.

Cheng X H,Qi Y Q,2010.Variations of Eddy Kinetic Energy in the South China Sea.Journal of Oceangraphy,66:85-94.

Cheng X H,Qi Y Q,2010.Variations of Eddy Kinetic Energy in the South China Sea.Journal of Oceanography,66:85-94.

Chu P C,Fan C W,Lozano C J,et al,1998.An airbome expendable bathythermograph survey of the South China Sea,May 1995.J Geophys Res-Oceans,103（C10）:21637-21652.

Dong C M,Lin X Y,Liu Y,et al,2012.Three-dimensional oceanic eddy ananlysis in the Southern California Bight from a numerical product. JOURNAL OF GEOPHYSICAL RESEARCH,VOL.117,CH00H14, doi:10.1029/2011JC007354.

Dong C M,Liu X Y,Liu Y,et al,2012.Three-dimensional oceanic eddy analysis in the Southern California Bight from a numerical product.J Geophys Res-Oceans,117:CooH14.

Fang G H,Wang Y G,Wei Z X,et al,2009.Interocean circulation and heat and freshwater budgets of the South China Sea based on a numerical model.Dynamics of Atmospheres and Oceans,47:55-72. Frolov S A,Sutyrin G G,Rowe G D,et al,2004.Loop current eddy interaction with western boundary in the Gulf of Mexico.J Phys Oceanogr,34:2223-2237.

Hu J Y,Gan J P,Sun Z Y,et al,2011.Observed three-dimensional structure of a cold eddy in the southwestern South China Sea. JOURNAL OF GEOPHYSICAL RESEARCH,VOL.116,C05016, doi:10.1029/2010JC006810.

Jia Y L,Q Liu,2004.Eddy shedding from the Kuroshio bend at Luzon Strait J Oceanogr,60:1063-1065.

Liang W D,Tang T,Yang Y,et al,2003.Upper-ocean currents around Taiwan.Deep SeaResearchPart II:Topical Studiesin Oceanography, 50（6-7）:1085-1105.

NaN F,He Z,Zhou H,et al,2011.Three long-lived anticyclonic eddies in the northern South China Sea.J Geophys Res,116: C05002.

Nencioli F,Dong C,Dickey T,et al,2010.A vector geometry-based eddy detectionalgorithmanditsapplicationto ahigh-resolution numerical model product and high-frequency radar surface velocities in the Southern California Bight.Journal of Atmospheric and Oceanic Technology,27（3）:564-579.

Okubo A,1970.Horizontal dispersion of floatable particles in vicinity of velocity singularities such as convergences.Deep-Sea Res,17: 445-454.

Peng X,Fei C,Lei S,et al,2010.A census of eddy activities in the South China Sea during 1993-2007.Journal of Geophysical Research,115, C03012.

Robinson A R,1983.Overview and summary of eddy science.Robinson A,R.Eddies in Marine Science.New York:Springer-Verlag,3-15. Sadarjoen I A,and Post F H,2000.Detection,quantification,and tracking of vortices using streamline geometry.Comput Graphics, 24:333-341.

Simth R D,Maltrud M E,Bryan F O,et al,2000.Numerical Simulation of theNorthAtlantic Ocean at 1/10o.Journal of Physical Oceanography, 30（7）:1532-1561.

Wang D,H Z Xu,J Lin,2008.Anticyclonic eddies in the northestern South Sea during winter 2003/2004.J.Oceanogr,64:925-935.

Wang D,H Z Xu,J Lin,et al,2008.Anticyclonic eddies in the northeastern South China Sea during winter 2003/2004.J.Oceanogr, 64:925-935.

Wang H,Wang D K,Liu G M,et al,2012.Seasonal variation of eddy kinetic energy in the South China Sea,31:1-15.

Weiss J,1991.The dynamics of enstrophy transfer in 2-dimensional hydrodynamics.Physica D,48（2-3）:273-294.

Wright C J,Scott R B,Arbic B K,et al,2012.Bottom dissipation of subincrtial currents at the Atlantic zonal bound aries.J Geophys Res,117:C03049.

Wu C R,Chang T L,2007.Mesoscale eddies in the northern South China Sea.Deep-sea Research Part II.54:1575-1588.

Xiu P,Chai F,Xue H J,et al,2012.Modeling the mesoscale eddy field in the Gulf of Alaska.Deep-sea Research I,63:102-117.

Zhang Z W,Zhao W,Tian J W,et al,2013.A mesoscale pair southwest ofTaiwan and its influence on deep circulation.JOURNAL OF GEOPHYSICAL RESEARCH:OCEANS,VOL.,118:6479-6494.

Zu T T,D X Wang,C X Yan,et al,2013.Evolution of an anticyclonic eddy southwest of Taiwan,Ocean Dyn,63:519-531.

蔡尚湛，2010.粤东及闽南沿海海域夏季上升流特征及其短期变动分析.国家海洋局第三海洋研究所硕士学位论文.

蔡怡，李毓湘，1999.南海冬季环流数值模拟.热带海洋，18（2）：48-55.

程旭华，齐义泉，王卫强，等，2005.南海中尺度涡的季节和年际变化特征分析.热带海洋学报，24（4）：51-58.

方文东，郭忠信，黄羽庭，1997.南海南部海区的环流观测研究.科学通报，42（21）：2264-2271.

郭景松，2013.黑潮入侵南海的方式及其动力机制研究.中国海洋大学博士学位论文.

何忠杰，2007.西北太平洋副热带逆流区及其邻近海域中尺度涡研究.中国海洋大学博士论文.

黄企洲，1994.南沙群岛海区的海流.中国科学院南沙综合科学考察队.南沙群岛海区物理海洋学研究论文集1.北京：海洋出版社，10-27.

李燕初，李立，2002.用TOPEX、Poseidon高度计识别台湾以南海域中尺度强涡.海洋学报03（Supp.1）：163-170.

林夏艳，管玉平，刘宇，2013.2000年秋季东沙冷涡的三维结构及其演化过程.热带海洋学报，32（2）：55-65.

马文龙，2013.黑潮延伸区中尺度涡与低频海流的相互作用.中国海洋大学硕士论文.

乔方利，赵伟，吕新刚，2008.东海冷涡上升流的环状结构.自然科学进展，18（6）：674-679.

苏纪兰，刘先炳，1992.南海环流数值模拟.海洋环流研讨会论文选集.北京：海洋出版社，206-215.

苏纪兰，许建平，蔡树群，等，1992.南海的环流和涡旋.丁一汇，李崇银.南海季风爆发和演变及其与海洋的相互作用.北京：气象出版社，66-72.

王大奎，2011.南海中尺度涡涡动动能和涡致热量输运特征的数值模拟研究.中国海洋大学博士论文.

许建平，苏纪兰，仇德忠，1996.黑潮入侵南海的水文分析.南海东北部海区环流课题组.中国海洋学文集（6）.北京：海洋出版社，1-12.

许金电，蔡尚湛，宣莉莉，等，2013.2006年夏季琼东、粤西沿岸上升流研究.海洋学报，35（4）：11-18.

杨少磊，2008.越南冷涡及其上升流的观测与研究.中国海洋大学硕士学位论文.

翟丽，方国洪，2004.南海风生正压环流动力机制的数值研究.海洋与湖沼，35（4）：289-298.

张庆华，夏萌，曲媛媛，2002.黄海冷水团环流的线性理论.第十六届全国水动力学研讨会文集.北京：海洋出版社，659-668.

张婷婷，2008.南海中部深水区上层海洋潮流和环流特征分析与模拟.中国海洋大学硕士论文.

张文霞，孟祥凤，2011.南极绕极流区中尺度涡涡动动能年际变化和转换机制.极地研究，23（1）：42-48.

（本文编辑：岳心阳）

Numerical simulation of the mesoscale eddy in the South China Sea based on HYCOM

HAN Yu-kang1,ZHOU Lin1,WU Yan-cheng2
（1.College of Meteorology and Oceanography,PLA University of Science and Technology,Nanjing 211101,China; 2.China Satellite Maritime Tracking and Control Department,Jiangyin 214431,China）

In combination with Archiving Validation and Interpolation of Satellite Oceanographic Data（AVISO）, numerical studies have done on the mesoscale eddy in the South China Sea using the NERSC-HYCOM,including the three-dimensional structure of mesoscale eddy,the vertical variation of Eddy Kinetic Energy（EKE）and the process of the mesoscale eddy falling off the Kuroshio and its structure changing when close to the coast.The model reveals the process of a warm eddy off the west coast of the Philippines from February to March,2007,and some characteristics in the whole life.Through the analysis of its structure at the mature stage,we can see the structure of mesoscale eddy isn't symmetrical and the space and intensity of vector on eddy's both sides are different.Its radius and center are changing with depths.The center of upwelling and downwelling produced by the eddy isn't identical with the eddy's center and there is a distance between them.A preliminary exploration on the vertical distribution of EKE has indicated that the vertical structure of EKE in SCS can be divided into three sections,and its main part is at the upper 300meters of the ocean but can reach the deep sea.The reason why the mesoscale eddy can fall off the Kuroshio can be inferred from a numerical case,including the westward moving of the Kuroshio,the force to the Kuroshio by eddies from northwest Pacific and the role of terrain.The results also show the eddy falling off the Kuroshio can bring much water with high temperature andsalt into SCS and has a big effect on its thermohaline properties.When the eddy moves near the coast,with the force from the coast,its flow velocity will increase in a period of time.But when the distance becomes much smaller,the friction of coast and drag of seafloor will cause eddy's energy dissipation and velocity decrease and the eddy will die finally.

mesoscale eddy；numerical simulation;Kuroshio；South China Sea

周林，教授，电子邮箱：Zhou_Lin@163.com。

P731.2

A

1001-6932（2016）03-0299-18

10.11840/j.issn.1001-6392.2016.03.009

2015-04-15；

2015-06-02

国家自然科学基金（41306010）。

韩玉康（1990-），男，硕士研究生，主要研究海洋环流数值模拟研究，电子邮箱：yukang_han@163.com。