台风“海马”对吕宋海峡附近暖涡的影响及其动力机制*

周 慧 杨文龙 刘恒昌 谭舒文

(1. 中国科学院海洋研究所 青岛 266071; 2. 青岛海洋科学与技术国家实验室海洋动力过程与气候功能实验室青岛 266237; 3. 中国科学院大学 北京 100049)

台风是地球上最具破坏性和致命性的自然灾难之一, 每年给全球沿海区域造成重大的生命和财产损失(Emanuel, 2003)。我国地处西太平洋的西岸, 遭遇台风频繁, 年均遭遇台风次数达 9.3次, 造成严重的经济损失和人员伤亡(陈大可等, 2013)。台风的预警预测研究一直是热点问题。由于台风伴随着强烈的海气相互作用, 因此, 海洋对台风的响应特征, 以及海洋与台风的相互耦合作用对台风的预测具有重要意义。在天气尺度上, 台风经过能够降低海表面温度,减少海洋向台风的能量传递, 限制台风强度的进一步增加, 表现为台风与海洋的负反馈机制(Linet al,2008)。观测研究表明海洋中的暖涡会使台风迅速增强(Markset al, 1998; Honget al, 2000; Shayet al,2000), 由于暖涡具有较厚的上混合层, 台风过境不会引起明显的海温异常, 海洋负反馈缺失, 从而造成台风的强化。海洋中尺度过程与台风的相互作用是目前台风研究的一个焦点问题。

吕宋海峡区域是西北太平洋热带气旋登陆最频繁的海域, 同时这一海域也是中尺度涡旋运动最为活跃的区域之一。频繁的台风过境及中尺度涡旋活动必然对该区域海洋混合和水体输运产生重要影响。但是由于台风过境时引发破坏性较大的巨浪, 因此很难进行现场观测。目前, 鲜有关于强台风过境前后吕宋海峡附近海洋中尺度暖涡的物理要素分布和变异规律研究, 而这不仅对于台风运动路径和强度的预警预报具有重要的作用, 同时也对黑潮路径的变异及西太平洋与南海水交换研究具有重要意义。

本文基于航次期间获取的现场观测资料, 结合同期的卫星遥感资料及 Argo剖面浮标资料, 研究台风“海马”过境前后的中尺度暖涡内部响应特征。

1　资料和方法

2016年10月15日, 22号超强台风“海马”生成于西太平洋, 17日 17时加强为超强台风, 最大风速52m/s, 18日20时达到此次台风最大风速68m/s, 19日23时左右登陆菲律宾吕宋岛。国家自然科学基金海洋科学考察船共享航次项目“2016年西太平洋科学考察实验研究”于2016年10月10日至10月30日在菲律宾以东海域执行航次调查任务, 获取了台风过境前后吕宋岛以东海域中尺度暖涡的海洋水文及化学要素资料。

本文采用的现场观测资料由中国科学院海洋研究所“科学”号考察船的船载 CTD观测得到。观测站点位于菲律宾吕宋岛东北部海域(图1), 沿着20°N断面由东向西进行了CTD观测和采水(表1), 获取了上3000m水体的温度、盐度。其中123°E至126°E站位在台风“海马”过境前后进行了重复观测, 120°E和121°E为台风过境后的观测。“科学”号考察船搭载美国RDI公司的38kHz走航式声学多普勒流速剖面仪(ADCP), 其数据采集的深度单元间隔为 8m, 第一个深度单元位于 25m以深, 每个剖面共50层, 数据平均时间为 30s。本文在处理船载 ADCP(SADCP)数据时, 水流相对地球坐标的绝对流速通过测得的水体颗粒物速度扣除高精度的 GPS跟踪船速获得, 且参照杨锦坤等(2009)的方法进行数据质量控制。为了去除脉动误差的影响, 以及滤掉小尺度流体运动, 本文中将每层流速平均到0.05°的航行间隔上, 并进行了5点滑动平均。

表1　CTD观测站位信息Tab.1 Information of shipboard CTD observations.

SST(海表面温度)数据是美国国家海洋和大气管理局NOAA(National Oceanic and Atmospheric Administration)提供的日平均最优插值海面温度(OISST)(https://www.ncei.noaa.gov/thredds/blended-gl obal/oisst-catalog.html), 水平分辨率为 1/4°×1/4°。OISST是综合了多个观测平台(卫星、船只、浮标)数据, 采用最优空间插值方法得到的全球网格数据(从1981年至今)。

海表面高度异常(SLA)资料从法国国家空间研究中心卫星海洋学数据中心(AVISO)的官方网站(ftp.aviso.oceanobs.com)下载, 该资料主要用 Cryosat,HY-2, TOPEX/POSEIDON, Jason-1/2和ERS/Envisat等多颗高度计卫星资料融合而成, 空间分辨率为1/4°×1/4°。

海表面流数据采用OSCAR根据卫星计算海洋表面速度反演的海流产品(地址 http://www.oscar.noaa.gov), 本文采用其提供的五日平均海流数据, 水平分辨率为 1/3°×1/3°。

Argo (Array for Real-time Geostrophic Oceanography)浮标资料来源于中国Argo实时资料中心(http://www.argo.org.cn/), 该数据集提供了剖面数据, 所有的剖面数据在发布之前都经过实时、延时的质量控制(许建平等, 2006)。

台风“海马”的路径、强度、风速和移动速度资料取自中国中央气象台台风网(http://typhoon.nmc.cn/)。风场资料采用欧洲中期天气预报中心提供的ERA-Interim再分析风场数据(http://apps.ecmwf.int/datasets/data/interim-full-daily/levtype=sfc/), 空间分辨率为 1/4°×1/4°以及 1/2°×1/2°, 每日记录 0 时、6 时、12时和18时四组数据。

2　海洋响应

2.1　暖涡SST对台风的响应

图1显示了台风“海马”经过吕宋海峡附近海域时的路径、强度、同期海表高度异常(SLA)及本文所用的 CTD观测站位的分布。从图中可以看出, 台风海马经过该区域附近有两个较为显著的暖涡, 一个位于吕宋岛西北部(A2), 中心位于(20.5°N, 120.2°E), 中心区域SLA超过25cm; 另一个则位于吕宋岛东北部,呈双核结构, 其中较强的一个核(A1)的中心SLA超过30cm, 位于(20.5°N, 125°E)。在台风“海马”过境前后,沿着20°N断面进行了123°E至126°E站位的重复观测,这4个站位横跨了以SLA超过20cm等值线所标记的暖涡A1。台风过境后观测的121°E和120°E 站位则位于另一个暖涡A2内。这两个暖涡均位于台风“海马”的七级风圈附近(图1, 白色大圆圈), 因此, 可以用于了解台风对暖涡附近海洋的内部温盐结构的影响。同时, 我们还挑选了台风十级风圈内的非涡旋内Argo剖面浮标数据(图1, 蓝色和红色菱形)与暖涡进行比对分析。

图1　台风“海马”路径Fig.1 The trajectory of typhoon Haima

图2　台风“海马”生成前后吕宋岛附近海域海表面温度(SST)变化(单位: °C)Fig.2 Evolution of SST(°C) near the Luzon Strait before and after typhoon Haima

图2显示了10月15日至26日期间, 台风“海马”经过这一区域前后, 海表面温度(SST)的演变过程。从图中可见, 台风到达该海域之前(10月15—18日), 台风路径主轴附近海域被29°C以上的暖水所包围。同时, 在吕宋岛西北侧有一相对低温的海水从南海向吕宋海峡东伸, 但只是局限在20°N以北。自10月19日起, 台风到达 16°N 附近, 在(17.5°N, 126°E)附近产生一个28°C以下的低温区域。随着台风持续向西北移动, 在台风主轴右侧产生了非常明显的呈西北-东南走向的条带状冷水区域, 而在台风路径左侧降温幅度明显偏弱。该特点与前人关于台风对海洋降温作用的观点是一致的, 其形成机制主要是由于热带气旋右侧风场的旋转方向为顺时针, 对于路径右侧的某一固定点而言, 台风使得该点所受的风压顺时针旋转, 旋转方向和 Ekman漂流方向一致(北半球);路径左侧风为气旋式偏转, 旋转方向和科氏力强迫反向(北半球), 路径右侧能量输送多于左侧, 使得右侧响应强度大。因此更容易和海洋产生共振响应从而引起较强的垂向剪切和“夹卷”混合(Changet al,1979; Pollardet al, 1970; Price, 1981; 刘广平等,2009; Liuet al, 2014), 从而造成海表面降温关于热带气旋路径两侧的不对称分布。另外, 台风“海马”路径左侧有陆地的阻挡, 也限制了其降温作用。该海域SST自10月21日起逐渐升高, 但(19°N, 122°E)和(18°N, 125°E)附近仍存在两个 28°C 的低温区域(图 2f), 主要是这两个区域离台风“海马”中心距离较近, 受“海马”过境时较强的正风应力旋度引起的Ekman抽吸作用, 产生强上升流, 使得下层冷水上翻, 从而造成了较厚水体的 SST降低, 在台风过后其升温也相对较慢。

图3　台风经过该区域后一天(10月21日)的SST减去经过前一天(10月18日)SST的差值(单位: °C)Fig.3 The distribution of SST difference between a day before (Oct. 18) and after (Oct. 21) of the typhoon (the black line is the trajectory of the typhoon as shown in Fig.1)

通常用台风经过的后一天海表面温度减去前一天的海表面温度(dSST=SSTbf-SSTaf)来代表台风引起的降温(Price, 1981)。台风“海马”于 2016年 10月19—20日经过吕宋岛附近海域, 因此, 本文采用台风“海马”过境后一天(10月21日)的SST与过境前一天(10月18日)SST的差来代表其降温作用, 如图3所示。从图中可看出, 台风“海马”过境时在该海区引起SST负异常呈现3核结构, 从西向东分别对应的SST负异常核心分别位于(19°N, 122°E), (18°N, 125°E)和(16.5°N, 128°E), 前两个核心与图2中SST显示的两个低温区一致。最大降温中心位于(18°N, 125°E)附近,降温幅度为1.23°C。通常, 海表降温的大小和下面几个因素有关: 热带气旋的强度和移动速度、表面波场以及热带气旋过境前的海水层化状态(Meiet al,2013)。已有的现场观测和卫星图像表明, 在大强度、缓慢移动的热带气旋的作用下海表温度能够下降2—6°C, 这和通常的海气温度差相当(Price, 1981;Emanuel, 1999), 极端情况下热带气旋引起的海表面降温可以达到10°C(Chianget al, 2011)。台风“海马”经过该海域时候已经升级为超强台风, 而且其移动速度也不是非常快(6.9m/s), 应该会产生较大幅度的降温。而在该海域引起较小的降温幅度大概与该海域在“海马”到来之前被较强的暖涡占据, 从而具有较厚的混合层有关。在暖涡 A1附近的降温幅度更小, 且以暖涡 A1的中心作为分界线, 其东侧有 0.3°C以上的降温, 而在其西北侧没有出现降温反而是出现了升温。这与 SLA显示的该暖涡在台风后的西移有关(图 4)。

2.2　暖涡SLA对台风“海马”的响应

图 4显示了台风“海马”过境前后该海域的 SLA分布。可以清晰分辨出位于吕宋岛西北侧和东北侧的两个SLA高值区, 对于前文图1中所标记的暖涡A1和A2。从SLA的演化图来看, A2受到其东西两侧较低的 SLA的挤压, 呈现一个狭长的带状结构。若以SLA大于15cm等值线所包围的封闭区域定义涡旋的水平尺度, 则 A1的直径大约为 300km。在“海马”到来之前, 这两个涡旋分别位于(20.5°N, 125°E)和(20.5°N, 120°E)。当 10 月 19 日“海马”到达该海域附近后, 暖涡A1并没有出现明显的减弱, 而暖涡A2则被明显削弱。当“海马”过境后, 暖涡 A1的右侧核心反而显著增强, 而A2并未恢复到之前的强度。此外,从图4中还可看到位于(17.5°N, 127°E)附近存在一个负 SLA 区域, 当“海马”于10月19日到达该区域后, 该负SLA区域边缘结构改变、增强, 并向西北方向扩展, 这与台风引起的条带状降温区域一致。因此,台风“海马”过境后对其附近的两个暖涡 A1和 A2产生了不同的影响, 处于台风边缘的暖涡A1并未因台风影响而减弱, 反而增强。下面我们将结合船载CTD的观测进一步分析暖涡A1的次表层结构在台风前后的变异。

图4　日均海表面高度异常SLA(2016年10月15日至2016年10月26日)(单位: cm)Fig.4 The daily mean SLA from Oct. 15 to 26, 2016

2.3　暖涡次表层温盐结构的变化

台风“海马”过境前后, 在 123E、124E、125E和126E这四个站位对暖涡A1进行了重复观测, 我们将依据这两次观测分析“海马”对暖涡A1次表层温盐结构的影响。图5显示了上述四个站位观测的台风前后暖涡A1内温度的垂向差异, 由于1500m之下两者差异非常小, 因此我们只显示了1500m之上的结果。从图中可以看到, 台风过境前后, 这四个站位在50m以浅的温度几乎没什么变化, 只是在近表层除了 125E站位之外, 其他三个站位均表现为台风后的微弱增温。在 50m以深, 四个站位的温度变化差异较大。123E站位由于处于暖涡A1的西侧边缘, 且距离台风“海马”较近, 因此受台风中心产生的冷抽吸作用明显,表现50—1500m范围内一致的降温, 可见台风“海马”垂向影响深度可达1500m以深。最大降温为0.83°C,位于600m深度, 在110m处有一个降温次极大值达0.73°C。124E站位则受到了台风冷抽吸和暖涡的共同作用, 表现为100m处的较弱升温, 100—200m之间较强的降温, 最大降温发生于 150m 处, 降温幅度为1.06°C; 300—500m 之间出现较明显的升温, 最大升温发生于450m,温度增加了0.68°C; 125E站位位于暖涡A1的中心, 台风过后, 50—400m范围均表现为一致的升温, 最大升温为1.43°C, 位于 80m, 这与 SLA显示的台风后暖涡A1增强是一致的。126E站位位于暖涡 A1的右侧边缘, 因此在 50—250m范围内出现了较强的降温, 最大降温为2.10°C, 位于100m处,结合20°N断面上SLA的时间经度图可以看到, 126E站位处在10月23日出现了一个较强的负SLA(图11a),因此, 该降温应该与23日较强的负SLA伴随的冷水上升产生引起。该站位温度在250m以深均出现了升温, 最大升温发生于500m, 温度升高了0.73°C。

图5　123E、124E、125E和126E四个站点台风前后温度垂向变化 (台风后减去台风前)Fig.5 The vertical variation of temperature before and after the typhoon at four stations from 123E to 126E

为了进一步了解暖涡A1在台风前后混合层的变化, 图 6给出了台风“海马”过境前后沿着 20°N断面横跨暖涡A1的四个站位获取的温度断面分布。图中白色线为混合层深度, 依据水温比表层低0.5°C对应的深度计算得到(Watanabeet al, 2005)。在台风到来之前, 暖涡A1西侧的123E和124E站位混合层深度较深, 在90m左右; 而在A1东侧的125E和126E站位混合层明显偏浅, 仅在65m左右。对照图10a显示的20°N断面SLA的时间经度图可见, 在10月 14—15日观测期间, 123E和124E站位有一个正SLA异常,而125E和126E站位有一个负的SLA异常, 因此造成了暖涡A1东西两侧混合层差异。在台风“海马”过境之后, 除了 126E站位之外, 其他三个站位混合层深度均加深, 最大深度约为94m。从台风前后海洋内部温度剖面图可以看出, 台风经过后暖涡区域中心温跃层明显下沉, 最大下沉出现在 125E站位, 深达20m左右。这一结果与前面得到的台风过境后暖涡A1增强是一致的。126E站位在台风过境后温跃层有所抬升, 混合层变浅(60m), 与10月23日后出现的负SLA有关(图10a)。由图6可见, 由于暖涡A1处的混合层很深, 阻止了温跃层的冷水挟卷到混合层中, 使得台风引起的海面降温较小, 这也解释了为何图3中显示的台风“海马”在该区域引起的最大降温仅为1.23°C。较小的降温会抑制台风的衰减, 暖涡的存在对台风引起的上层海洋的夹卷混合过程起到了一定的抑制作用。

台风过境前后, 在上混合层内, 暖涡 A1盐度除了 126E站位之外均出现了增加, 在混合层之下盐度垂向变化最突出的站位是125E和126E站位(图6c、d和图7)。在125E站位, 台风过后盐度在80m处出现了急剧减小, 达 0.36, 这一变化与台风后该站位附近较强的反气旋暖涡产生的辐聚下沉有关, 表层相对较低盐的海水下沉使得北太平洋热带水(NPTW,34.75＞S＞35.25, 100—150m)所处位置的盐度降低;126E站位在75m处则出现了盐度增加(0.32), 该变化则与10月23日开始发展起来的负的SLA伴随的下层水体涌升导致的NPTW变浅有关。

2.4　暖涡内流场的变化

图6　20°N断面CTD站位在台风前(a)后(b)测得的上200m温度(单位: °C)Fig.6 The upper 200m temperature and salinity vertical distribution at 20°N shipboard CTD section before (a) and after (b) the typhoon注: 白色线代表混合层深度

图7　123E—126E四个站点台风前后盐度垂向变化曲线(台风后减去台风前)Fig.7 The vertical variation of salinity before and after the typhoon at four stations from 123E to 126E

图8显示了台风过境前后船载ADCP沿着20°N断面观测的流场分布。在台风到来之前, 船载ADCP在25m处的流矢量图显示, 125E站位东侧主要表现为西南向流, 而其西侧主要为西北向流, 符合反气旋式环流特征, 这与 SLA显示的暖涡 A1是一致的(图4a)。该涡旋外围切向流速超过 50cm/s, 其东西方向中心位于 125.5°E附近; 在台风“海马”过境后, 该涡旋明显增强, 中心西移,流速增大, 达150cm/s(图8b)。次表层流速也显示出反气旋式的结构, 且在台风过境之后显著增强, 特别是在125°—126°E之间经向流速从台风前的 20—30cm/s左右增加到台风后的60—80cm/s。

图8　台风“海马”过境前(左列)、后(右列)20°N断面船载ADCP观测的流场Fig.8 The current profiles observed by the shipboard ADCP along 20°N section, showing the mean current vectors at 25m (a, b); the zonal current speed (c, d), and the meridional current speed (e, f) before and after the typhoon, respectively.

为了更加清晰显示台风前后暖涡 A1的变化, 图9给出了OSCAR提供的利用表层漂流浮标轨迹得到的研究区域表层流场的分布。从图9b和图9d中可以看到, 在台风到来之前 10月 11日, 暖涡 A1尚未形成, (图 9a), 此时黑潮主轴路径在吕宋海峡基本呈现为跨跃式流径。在台风前的10月16日我们船载CTD和ADCP观测时, 该涡旋有所加强, 表现闭合的流线,平均外围切线流速约 32.17cm/s, 最大达 41.72cm/s,最强涡度为-1.52×10-6/s, 中心位置在(20°N, 125°E)处, 这一结果与图 8a中显示的结果是一致的。在台风“海马”过境后的第二天, OSCAR流场显示A1明显增强, 表现为其外围平均切线流速约 38.48cm/s, 最大达 48.77 cm/s, 最强涡度为-2.70×10-6/s。在 10月26日, 我们进行台风后走航观测时, 涡旋A1进一步增强, 其外围平均切线速度约 47.39cm/s, 最大达56.59cm/s, 这一流速明显小于与船载 ADCP的观测,可能是由于船载 ADCP测的是 25m层的速度, 而OSCAR是表层流速, 这一差异说明该涡旋在次表层更强, 这与前面CTD断面分析是一致的(图5和图7)。此时, 该暖涡最强涡度为-4.14×10-6/s, 南北向被挤压呈现为一个东西拉伸的椭圆状, 中心位置有所西移。对照图9b可见, 图8b中显示的123E以西的北向强流其实是黑潮的一部分。已有研究表明, 黑潮可能会与其右侧的反气旋涡相互作用使得涡旋增强(Wuet al, 2017)。自10月16日到10月26日期间, 我们可以看到暖涡A1左侧黑潮主轴在此处的路径基本没有太大变化, A1右侧的流场也未有明显变化。只是在A1北侧的一个较强的气旋式涡旋在此期间有所减弱并北移。因此, 暖涡A1的增强似乎并不是黑潮的负涡度输入或者其周围涡旋的影响, 应该与台风过境时在此处产生的强迫场有关。

2.5　“海马”对非暖涡区温盐场的影响

由于台风过境时很难在台风中心区域进行现场观测, 我们挑选了台风过境前后位于台风中心附近的 2902667号Argo浮标观测来研究“海马”对该海域非涡旋区的影响(图 1)。该浮标在台风海马经过该海域前后共观测了 4个剖面(具体信息见表 2), 我们按照台风过境时间把这些剖面分成了台风前和台风后来对比分析台风对该区域温盐结构的影响。图 10a,b分别显示了台风前(红色)和台风后(蓝色)温盐的垂向分布。由图10a可见, 由于台风引起的上升流使得混合层明显变浅, 约为 20m, 最大降温为 2.4°C, 位于130m。图10b显示的盐度受台风影响也非常显著, 最大降幅约为0.29, 在70m处, 其中盐度极大值所代表的北太平洋热带水(NPTW)抬升了 20m; 台风“海马”于10月19日19点左右经过该浮标所在海域, 图中台风后剖面观测于10月20号, 虽然台风前后剖面观测时差为3天, 但是温度和盐度的垂向变化均显示台风对该区域的垂向影响深度可达2000m。与台风对暖涡A1的影响相比, 在非涡旋区台风引起的抽吸和夹卷效应产生的降温是非常明显的。

图9　OSCAR表层流场分布Fig.9 The ocean surface currents analyses real-time (OSCAR)

2.6　“海马”影响吕宋暖涡的动力机制

为了进一步了解台风“海马”对暖涡 A1的影响,图11绘制了 20°N断面上自 10月10日到 10月 30日期间, SLA和对应风应力旋度的时间经度图。从图11可以看出, 10月16日至23日期间, SLA有一个明显的正异常从126°E附近发展, 并向西传播, 同时强度增加, 在10月21日到23日期间达到最强。这一加强与前面分析结果一致。对照风应力旋度异常(图11b)可见, 在10月19日到20日期间, 也就是台风“海马”经过该海域时, 20°N断面124°E以东有一个较强的负风应力旋度异常, 强度达-0.5×10-6N/m3, 该负风应力旋度异常引起了较强的下降流, 表层暖海水辐聚下沉, 使得暖涡A1增强, 对应于图11a中的正SLA增强。

为了检验该负风应力旋度异常是否由台风“海马”引起, 图12给出了台风“海马”过境前后该区域的风应力及其旋度的演化过程。在台风到来之前暖涡A1(图12中黑色星号)附近从10月17日的东风逐渐转变为10月18日的东北风。10月19日00时, “海马”移动到吕宋海峡东南侧, A1附近风应力转变为东向, 因此产生了负的风旋度, 随着“海马”继续沿着西北方向移动, A1处的风应力继续顺时针旋转变为东南向, 且风速加大, 产生了非常强的负风应力旋度异常, 使得暖涡A1得到增强。暖涡A2(图12红色星号)的变化则不同于 A1, 主要是因为台风“海马”在向西北方向移动过程中, 距离A2较近, 在A2附近产生了正负交替出现的风应力旋度异常, 而由于台风中心较强的正风应力旋度异常明显削弱了该涡旋。

表2　Argo观测站位信息Tab. 2 Information of Argo observations

图10　2902667号Argo浮标在台风过境前后温度(a, c, 单位: °C)和盐度(b, d)垂向分布Fig.10 The vertical profile of temperature (a, c, °C) and salinity (b, d) before and after the typhoon

图11　20°N断面SLA异常(a, 单位: cm)及风应力旋度异常(b, 单位10-6N/m3)时间-经度剖面, 参考平均值为(10月10—30日)的平均Fig.11 The time-longitude plots of SLA anomaly (in cm) (a) and wind stress curl anomaly (in 10-6N/m3) (b) along 20°N section from Oct. 10 to 30

根据经典的风场计算 Ekman上升流(upw)公式(Priceet al, 1994):

f=2ωsinφ, ω 为地球自转角速度,φ为地理纬度。ρ是海水密度, ρa是空气密度,Cd为拖拽系数, 经过计算, 10月19日00时至10月20日00时, 台风在A1处产生较强的下沉流, 平均下降速度约为-1.0×10-4m/s, 累计下沉厚度量级约为 10m, 而 CTD测得的下沉大约为20m。

根据台风前后我们船载CTD的观测, 图13给出了台风过境前后, 20°N断面 0—200m深度上热含量变化。从图中可以明显看出, 在台风过境后, 暖涡A1的中心125E处60—200m深度范围内出现了显著的热含量正异常, 在75m处的热含量异常达5×106J/m3,在 175m处还有一个次高值, 表明在台风“海马”过境后该暖涡显著增强了。

图12　17日00时至20日18时风应力旋度(单位: 10-6N/m3)Fig.12 The wind stress curl from 00:00 on Oct. 17 to 18:00 on Oct. 18 (in 10-6N/m3). The black and red stars represent the warm eddy A1 and A2 respectively, and the arrows represent the wind speed (in m/s).

图13　台风过境前后, 20°N断面0—200m深度上热含量(单位: 106J/m3)变化(台风前减台风后)Fig.13 The vertical variation in heat capacity of sea water before and after the typhoon along 20°N section (unit: 106J/m3)

3　结论

本文利用现场观测、卫星遥感及Argo剖面浮标等多种观测数据研究了2016年第22号超强台风“海马”对吕宋海峡附近的暖涡的影响及其机理。台风“海马”其在其路径右侧产生了较为显著的条带状降温,最大降温为 1.23°C; 在其十级风圈范围内由于艾克曼抽吸产生的强涌升效应, 使得混合层变浅了 20m,NPTW被抬升了20m, 且影响深度可达2000m。

进一步分析表明, 台风对暖涡的影响会因两者之间的相对位置而产生差异。本文中的暖涡A1位于台风“海马”的七级风圈边缘, “海马”过境时在此涡旋附近产生了持续的较强的负风应力旋度异常, 其为暖水辐聚下沉, 从而增强了该涡旋的强度; 而位于吕宋海峡西北侧的暖涡A2则受到“海马”引起的交替出现的正、负风应力旋度异常的影响, 最终因为“海马”中心较强的正风应力旋度异常而被削弱。由于台风与涡旋的相对位置会对其相互作用产生迥然不同的影响, 因此本文的研究表明在研究台风与中尺度涡旋的相互作用及数值模拟过程中要考虑该因素的影响。

致谢本研究使用的现场调查资料由国家自然科学基金委2016年西太平洋科学考察实验研究(项目号:41549909)提供。

刘广平, 胡建宇, 2009. 南海中尺度涡旋对热带气旋的响应:个例研究. 台湾海峡, 8(3): 308—315

许建平, 刘增宏, 孙朝辉等, 2006. 利用Argo剖面浮标研究西北太平洋环流和水团, Argo应用研究论文集. 北京: 海洋出版社, 1—15

杨锦坤, 相文玺, 韦广昊等, 2009. 走航 ADCP数据处理与质量控制方法研究. 海洋通报, 28(6): 101—105

陈大可, 雷小途, 王 伟等, 2013. 上层海洋对台风的响应和调制机理. 地球科学进展, 28(10): 1077—1086

Chang S W, Anthes R A, 1979. The mutual response of the tropical cyclone and the ocean. Journal of Physical Oceanography, 9(1): 128—135

Chiang T L, Wu C R, Oey L Y, 2011. Typhoon Kai-Tak: an ocean’s perfect storm. Journal of Physical Oceanography,41(1): 221—233

Emanuel K, 2003. Tropical cyclones. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 31: 75—104

Emanuel K A, 1999. Thermodynamic control of hurricane intensity. Nature, 401(6754): 665—669

Hong X D, Chang S W, Raman Set al, 2000. The interaction between hurricane Opal (1995) and a warm core ring in the Gulf of Mexico. Monthly Weather Review, 128(5):1347—1365

Lin I I, Wu C C, Pun I Fet al, 2008. Upper-ocean thermal structure and the Western North Pacific category 5 typhoons.Part I: ocean features and the category 5 typhoons'intensification. Monthly Weather Review, 136(9): 3288—3306

Liu Z H, Xu J P, Sun C Het al, 2014. An upper ocean response to Typhoon Bolaven analyzed with Argo profiling floats. Acta Oceanologica Sinica, 33(11): 90—101

Marks F D, Shay L K, Barnes Get al, 1998. Landfalling tropical cyclones: forecast problems and associated research opportunities. Bulletin of the American Meteorological Society, 79(2): 305—323

Mei W, Pasquero C, 2013. Spatial and temporal characterization of sea surface temperature response to tropical cyclones.Journal of Climate, 26(11): 3745—3765

Oey L Y, Ezer T, Wang D Pet al, 2006. Loop current warming by hurricane Wilma. Geophysical Research Letters, 33(8):L08613

Pollard R T, Millard Jr R C, 1970. Comparison between observed and simulated wind-generated inertial oscillations. Deep Sea Research and Oceanographic Abstracts, 17(4): 813—821

Price J F, 1981. Upper ocean response to a hurricane. Journal of Physical Oceanography, 11(2): 153—175

Price J F, Sanford T B, Forristall G Z, 1994. Forced stage response to a moving hurricane. Journal of Physical Oceanography, 24(2): 233—260

Shay L K, Goni G J, Black P G, 2000. Effects of a warm oceanic feature on hurricane Opal. Monthly Weather Review, 128(5):1366—1383

Watanabe M, Hibiya T, 2005. Estimates of energy dissipation rates in the three-dimensional deep ocean internal wave field.Journal of Oceanography, 61(1): 123—127

Wu G, Xie Q, Chen G Xet al, 2017. A three-dimensional modeling study on eddy-mean flow interaction between a Gaussian-type anticyclonic eddy and Kuroshio. Journal of Oceanography, doi: 10.1007/s10872-017-0435-z