孫 凡 于 非,4,5① 司廣成 王建豐 唐 瑛

(1. 中國科學(xué)院海洋研究所 青島 266071; 2. 中國科學(xué)院大學(xué) 北京 100049; 3. 中國科學(xué)院 海洋環(huán)流與波動重點實驗室 青島 266071; 4. 中國科學(xué)院大科學(xué)研究中心 青島 266071; 5. 青島海洋科學(xué)與技術(shù)試點國家實驗室 海洋動力過程與氣候功能實驗室 青島 266237)

黃海是位于西北太平洋的半封閉邊緣海(圖1),平均水深44 m, 最大水深超過100 m, 其西北部與渤海相接, 南部與東海相連, 東岸及北岸分別為朝鮮半島與遼東半島, 西岸為山東半島及蘇北淺灘, 特殊的地理位置使得黃海受季風(fēng)的影響十分顯著。

冬季, 在西北季風(fēng)的影響下, 海表的強混和及冷卻作用使得黃海整層水體混合均勻, 同時, 北風(fēng)驅(qū)使黃海及朝鮮沿岸流向南流動, 由此在黃海中部產(chǎn)生向北的補償流, 即黃海暖流(Isobe, 2008; Linet al,2011; Taket al, 2016)。黃海暖流攜帶高溫高鹽水沿黃海海槽西側(cè)向黃海入侵, 對黃海的溫鹽分布及生態(tài)環(huán)境具有重要的影響。春季, 溫躍層逐漸形成, 至夏季溫躍層強度達到最強, 溫躍層的存在阻止了上層熱量的下傳, 使得冬季的冷水在躍層以下得以保留(赫崇本等, 1959), 由此在黃海底層形成了海盆尺度的低溫高鹽水體, 即黃海冷水團, 此為黃海夏季最典型的水文現(xiàn)象之一。

伴隨著黃海冷水團, 在夏季黃海上層存在著海盆尺度的氣旋式環(huán)流, 即黃海冷水團環(huán)流, 其對黃海上層的物質(zhì)及能量運輸具有重要的作用。Beardsley等(1992)利用漂流浮標(biāo)觀測到了夏季黃海上層的氣旋式環(huán)流, 流速為2—6 cm/s; Yanagi 等(1993)發(fā)現(xiàn)夏季黃海上層及中層為氣旋式環(huán)流, 底層為反氣旋式環(huán)流; Xia 等(2006)基于三維數(shù)值模式提出了夏季黃海環(huán)流的三層結(jié)構(gòu), 即在表層(0—4 m)為南風(fēng)主導(dǎo)的北向流, 上層(4—40 m)為海盆尺度的氣旋式環(huán)流, 底層(40 m 以下)在黃海海槽附近存在微弱的南向流。Naimie 等(2001)利用數(shù)值模式發(fā)現(xiàn)黃海冷水團環(huán)流的流量約為0.2×106m3/s; 此外, 最近的一些研究發(fā)現(xiàn)在黃海上層的氣旋式環(huán)流內(nèi)部, 還存在著若干更小尺度的反氣旋式環(huán)流(湯毓祥等, 2000; Tanget al.,2004; Panget al, 2004)。

前人對黃海冷水團環(huán)流的生成機制也做了大量的探討, 趙保仁(1987)發(fā)現(xiàn)黃海冷水團環(huán)流是沿鋒面流動的地轉(zhuǎn)流。Moon 等(2009)提出潮汐強迫, 特別是潮致余流對南黃海西側(cè)環(huán)流的形成起到了重要作用。Naimie 等(2001)指出黃海冷水團環(huán)流是對黃海冷水團的斜壓響應(yīng); 其中, 斜壓項, 科式力項, 海表面壓強梯度等對環(huán)流的結(jié)構(gòu)及強度具有重要的影響(Xinget al, 2005), 此外, 表層鋒面也會對環(huán)流的垂向結(jié)構(gòu)產(chǎn)生重要影響(Davieset al, 2006)。最新的研究表明,夏季的經(jīng)向風(fēng)速也會通過調(diào)整黃海的海表面高度進而影響黃海冷水團環(huán)流的強度。

近幾年來, 臺風(fēng)過程對黃海溫鹽結(jié)構(gòu)的影響愈發(fā)引起人們的重視。作為西北太平洋的邊緣海, 在夏秋兩季, 部分臺風(fēng)在西北太平洋生成后經(jīng)東海入侵至黃海, 對黃海的水文結(jié)構(gòu)及人們的生產(chǎn)生活產(chǎn)生重要的影響。當(dāng)臺風(fēng)過境時, 伴隨著強烈的海氣相互作用, 臺風(fēng)將大量能量輸入海洋, 海洋上層的溫鹽結(jié)構(gòu)遭到破壞, 強烈的垂向混合使得溫躍層明顯加深(Yanget al, 2017), 同時伴隨著海洋上層葉綠素與溶解氧濃度的改變(Huanget al, 2011)。

臺風(fēng)過境使得黃海海表面溫度(sea surface temperature, SST)迅速降低而底層溫度迅速升高(Leeet al, 2016; Liet al, 2019; Yanget al, 2019), 其中, 黃海中部 SST 的降溫幅度大于近岸海區(qū)(Yanget al,2019)。Lee 等(2016)發(fā)現(xiàn)臺風(fēng)Muifa 過境時, 黃海SST的最大降幅達到8 °C, 同時黃海底層的升溫幅度達到4 °C, 在此期間, 臺風(fēng)引起的海洋上層強烈的垂向混合是表層溫度升高而底層溫度降低的主要原因。冀承振等(2020)亦發(fā)現(xiàn)當(dāng)臺風(fēng)“燦鴻”過境時, 黃海SST明顯下降, 降溫幅度在2—4 °C 之間。

臺風(fēng)不僅能夠改變黃海的溫鹽結(jié)構(gòu), 也能對黃海的流場、海表面高度等產(chǎn)生重要的影響。臺風(fēng)能在近岸激發(fā)出Kelvin 波沿陸架傳播(Dinget al, 2011)。Li 等(2019)指出臺風(fēng)能在黃海上層激發(fā)出0.3 m/s 的向岸流, 同時在黃海底層形成離岸流, 進而驅(qū)動黃海冷水團向黃海中部移動(Yanget al, 2017)。Ding 等(2011)發(fā)現(xiàn)在臺風(fēng)事件中, 近岸的增水主要是由風(fēng)場控制的, 而大洋中海表面高度的變化主要受到氣壓場的影響。在臺風(fēng)“布拉萬”期間, 朝鮮半島西岸的增水幅度最大超過160 cm (Kim 等, 2014)。同時, 受氣旋式風(fēng)場的影響, 臺風(fēng)過境期間黃海的波浪及流場均呈現(xiàn)出旋轉(zhuǎn)特性, 但與臺風(fēng)的氣旋式風(fēng)場有一定延遲(楊靜思等, 2013)。

近期的研究表明, 臺風(fēng)還會對長江沖淡水的路徑產(chǎn)生重要的影響, 2012 年, 臺風(fēng)“達維”, “?？毕嗬^過境我國黃東海, 期間持續(xù)的東風(fēng)及東南風(fēng)產(chǎn)生的Ekman 流驅(qū)使長江沖淡水入侵至黃海中部(Ohet al,2014)。當(dāng)臺風(fēng)過境后, 強烈的北風(fēng)驅(qū)動長江沖淡水向閩浙沿岸流動, 使得閩浙沿岸海表面鹽度明顯降低,初級生產(chǎn)力明顯提高(Zhanget al, 2018)。

前人的工作主要集中在臺風(fēng)對黃海SST 及黃海冷水團的影響, 而對黃海冷水團環(huán)流的影響鮮有研究, 本文在前人研究的基礎(chǔ)上, 結(jié)合觀測資料及數(shù)值模式, 對臺風(fēng)過境期間黃海的溫度結(jié)構(gòu)及黃海冷水團環(huán)流的響應(yīng)過程做了初步的分析。

1 數(shù)據(jù)和方法

1.1 臺風(fēng)“燦鴻”

臺風(fēng)“燦鴻”是2015 年在太平洋臺風(fēng)季生成的第9 號臺風(fēng), 其于6 月25 日左右在西北太平洋海域生成,6 月30 日升級為熱帶風(fēng)暴, 7 月3 日升級為臺風(fēng), 其最大風(fēng)速達到58 m/s, 中心最低氣壓達到925 hPa。“燦鴻”生成后沿西北方向穿過西北太平洋入侵至東海, 于7 月11 日16: 40 分許在浙江省舟山市朱家尖鎮(zhèn)登陸, 登陸時最大風(fēng)力達到14 級, 隨后轉(zhuǎn)向北偏東方向于7 月12 日過境我國黃海南部海域, 7 月13日, 臺風(fēng)“燦鴻”在朝鮮西南部再次登陸, 并減弱為熱帶低壓。

臺風(fēng)過境期間的風(fēng)場數(shù)據(jù)采用了歐洲中期天氣預(yù)報中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, ECMWF)的再分析資料ECMWF Reanalysis-Interim(ERA-Interim), 水平分辨率為0.25°×0.25°。

1.2 觀測數(shù)據(jù)

海溫數(shù)據(jù)由2015 年8 月航次調(diào)查搭載的SeaBird 911 溫鹽深儀(conductivity-temperature-depth, CTD)獲得, 測量精度0.001 °C, CTD 站位基本沿緯向分布(如圖1b), 除大連-成山頭斷面外, CTD 緯向站位間隔約為0.5°, 經(jīng)向站位間隔約為1°, CTD 所測原始海溫數(shù)據(jù)按照標(biāo)準(zhǔn)程序進行了訂正。

海流數(shù)據(jù)由位于黃海西部(36°N, 121.5°E)的坐底式聲學(xué)多普勒流速剖面儀(acoustic doppler current profiler, ADCP)獲得(如圖1b), 錨系所在水深44 m,觀測時間從2015 年4 月8 日—2015 年10 月19 日, 采樣間隔為30 min, 垂向分辨率為2 m, 在此期間成功觀測到臺風(fēng)“燦鴻”過境黃海前后流場的變化過程。

圖1 模式范圍及臺風(fēng)路徑(紅色實線) (a)和坐底式ADCP(acoustic doppler current profiler)站位(紅色五角星)及2015 年8 月斷面調(diào)查站位(黑色圓點) (b)Fig.1 The model domain and typhoon track (red solid line) (a) and the location of the mooring station (red star) and the survey station(black dots) in August 2015 (b)

1.3 模式配置

為更好地研究臺風(fēng)過境期間黃海流場的響應(yīng)過程, 本文采用 ROMS (Regional Ocean Modeling System)模式, 模式計算區(qū)域為 22°—42°N, 117°—140°E (圖1a), 水平分辨率為1/18°×1/18°, 模式采用地形跟隨的σ坐標(biāo)系, 垂向分層32 層。模式最小水深設(shè)為10 m, 最大水深5 000 m, 內(nèi)模步長為360 s,外模步長12 s。模式中垂向湍流黏性及擴散系數(shù)采用Mellor-Yamada (Melloret al, 1982)的參數(shù)化方案。

模式中6 h 平均的風(fēng)場、大氣溫度、短波輻射、長波輻射、大氣壓強、降水率、相對濕度等強迫場數(shù)據(jù)采用了ECMWF 的再分析資料(ERA-interim), 日平均的 SST 數(shù)據(jù)采用了美國國家海洋和大氣管理局(National Oceanic and Atmospheric Administration,NOAA)提供的 OISST v2.1 資料, 海表面鹽度(sea surface salinity, SSS)采用 World Ocean Atlas 2013(WOA13)的氣候態(tài)SSS 資料, 以上資料的空間分辨率均為0.25°×0.25°, 并在此基礎(chǔ)上插值到模式格點中。模式中的凈熱通量、淡水通量由塊體公式計算得到(Fairallet al, 2003)。月平均的長江徑流采用了長江大通站的實測資料(http://www.cjw.gov.cn/)。

開邊界場的溫度, 鹽度, 流速, 水位采用SODA3.4.1(simple ocean data assimilation)數(shù)據(jù)集的月平均數(shù)據(jù), 模式邊界場引入M2, S2, K1, O1四個分潮, 分潮的振幅, 遲角和潮流流速等信息由TPXO7數(shù)據(jù)集獲得。模式的計算時間范圍為2010 年1 月1日—2015 年12 月31 日。

2 模式驗證

利用2015 年8 月份的航次調(diào)查數(shù)據(jù)對模式結(jié)果進行驗證, 圖2 為36°N 斷面的溫度分布, 可以看出夏季黃海上層水體混合相對均勻, 最高溫度超過26 °C。在次表層, 溫躍層將混合層中的高溫水體與底層的低溫水體分隔開來, 阻礙了混合層中熱量的下傳。在黃海底層存在著由前冬殘留下來的低溫水體,即黃海冷水團, 其最低溫度低于8 °C, 近岸的高溫水體與黃海冷水團之間存在著強鋒面結(jié)構(gòu), 其與溫躍層共同形成了黃海冷水團的邊界。

圖2 2015 年8 月36°N 斷面(a)觀測溫度分布以及模式溫度分布(b)Fig.2 Temperature distributions of in situ observations (a) and model results along the 36 °N section (b) in August 2015

同時, 從黃海底層溫度的分布(圖 3)可以看出,黃海冷水團占據(jù)了夏季黃海底層的大部分區(qū)域, 其最低溫度低于8 °C。翁學(xué)傳等(1989)發(fā)現(xiàn)了黃海冷水團的三冷核結(jié)構(gòu), 分別位于北黃海, 南黃海東側(cè)及南黃海西側(cè), 其中, 北黃海及南黃海東側(cè)的冷核比黃海西側(cè)的冷核溫度更低且更穩(wěn)定(于非等, 2006)。

圖3 2015 年8 月底層觀測溫度(a)以及底層模式溫度(b)Fig.3 Bottom temperature distribution of in situ observations (a) and model results (b) in August 2015

通過與觀測數(shù)據(jù)比較可以看出, 模式結(jié)果較好地體現(xiàn)了黃海夏季的溫度分布特征, 但依然存在一些不足, 比如混合層的深度較淺, 青島外海底層溫偏低等, 這可能是由于ROMS 對表層波致混合的模擬不足, 進而導(dǎo)致上述問題。

進一步地, 利用臺風(fēng)過境期間HH02 站的剖面流速對模式流場進行進一步的驗證(圖4—5), 可以看出,夏季黃海上層基本以北向流為主(圖4a, 5a), 而次表層以南向流為主。當(dāng)臺風(fēng)過境時, HH02 站的南向流出現(xiàn)全水深的加深加強, 最大流速超過0.3 m/s, 而緯向流速顯示在臺風(fēng)過境期間, HH02 站上層出現(xiàn)明顯的向岸流, 最大流速超過0.1 m/s, 而底層為離岸流,最大流速超過了0.08 m/s (圖4b, 5b)。通過流場的比較可以看出, 模式結(jié)果基本體現(xiàn)了臺風(fēng)過境期間黃海流場的變化特征, 可以在此基礎(chǔ)上進行下一步的研究。

圖4 臺風(fēng)“燦鴻”期間HH02 站觀測到的徑向流速v (向北為正) (a)以及緯向流速u (向東為正) (b)Fig.4 The observational meridional velocity v (northward positive) (a) and zonal velocity u (eastward positive) (b) in HH02 during typhoon Chan-hom

3 臺風(fēng)“燦鴻”對黃海溫度及環(huán)流結(jié)構(gòu)的影響

3.1 溫躍層對臺風(fēng)的響應(yīng)過程

臺風(fēng)過境前后黃海溫躍層強度及深度的變化如圖6 所示。在近岸海區(qū), 由于風(fēng)致混合及潮汐混合的共同作用, 黃海整層水體垂向混合比較均勻(Qiaoet al, 2006), 而從近岸到黃海中部, 溫躍層強度呈現(xiàn)出先迅速增大再逐步減小的特征(圖6e), 最大的躍層強度超過2.5 °C/m, 主要分布于山東半島, 遼東半島及朝鮮半島外海, 而黃海中部的溫躍層強度相對較小,強度在0.5—1.5 °C/m 之間。與此同時, 溫躍層的深度呈現(xiàn)出近岸區(qū)域淺而黃海中部深的特征(圖6i), 在近岸海區(qū)躍層深度小于10 m, 而在黃海中部最大超過20 m。以上特征與葛人峰等(2006)的調(diào)查結(jié)果相似。

圖5 臺風(fēng)“燦鴻”期間模式模擬的徑向流速v (向北為正)(a)以及緯向流速u (向東為正) (b)Fig.5 The model results of meridional velocity v (northward positive) (a) and zonal velocity u (eastward positive) (b) in HH02 during typhoon Chan-hom

7 月11 日0 時, 臺風(fēng)中心移動至浙江外海(圖6b),此時, 黃海南部及東海北部的溫躍層強度逐漸減弱而深度迅速加深(如圖6f, j), 最大深度超過25 m。7月12 日0 時, 臺風(fēng)過境黃海(圖6c), 在強烈的風(fēng)應(yīng)力作用下, 淺水區(qū)域的混合加劇, 原位于山東半島外海的強躍層被破壞, 近岸海區(qū)更大范圍的海水被混合均勻(圖6g), 與此同時, 黃海南部及東部的溫躍層有所增強, 整個黃海區(qū)域的躍層深度進一步加深(圖6k)。7 月13 日, 臺風(fēng)在朝鮮半島登陸, 黃海海區(qū)以偏西風(fēng)為主, 最大風(fēng)速依然超過10 m/s (圖6d), 此時,黃海南部及東部的溫躍層強度繼續(xù)增強(圖6h), 溫躍層深度繼續(xù)加深, 南黃海大部分區(qū)域的躍層深度超過20 m (圖6l)。

由此可以看出, 臺風(fēng)過境會對黃海溫躍層的強度及深度產(chǎn)生重要的影響, 大風(fēng)產(chǎn)生的強混和會使躍層的深度增加, 同時破壞了淺水區(qū)的躍層結(jié)構(gòu), 使更大范圍的近岸水體垂向混合均勻。

對黃海全域溫躍層的強度及深度做空間平均后發(fā)現(xiàn), 臺風(fēng)“燦鴻”過境時, 黃海的溫躍層強度逐漸減弱(圖7), 最大減弱幅度約為0.3 °C/m, 這是因為當(dāng)臺風(fēng)過境時, 強烈的垂向混合使得表層海水迅速降溫而底層海水明顯升溫, 由此造成垂向溫度梯度的減小, 躍層強度隨之減弱(Leeet al, 2016; Yanget al,2019)。同時, 臺風(fēng)“燦鴻”過境時溫躍層的深度迅速增加, 增幅約為7 m, 而臺風(fēng)在朝鮮半島登陸后, 躍層深度逐漸恢復(fù)。

圖7 臺風(fēng)過境期間黃海溫躍層平均強度及平均深度的時間序列Fig.7 The time series of the average thermocline strength and thermocline depth of the Yellow Sea during typhoon Chan-hom

3.2 溫度鋒面對臺風(fēng)的響應(yīng)過程

臺風(fēng)不僅會影響溫躍層的深度和強度, 其對底層溫度鋒面的分布也會產(chǎn)生重要的影響。在臺風(fēng)過境黃海前(7 月9 日), 黃海底層的溫度梯度如圖8a 所示,可以看出底層溫度鋒面主要位于20—40 m 等深線之間, 最大梯度超過5×10–4°C/m。趙保仁(1985, 1987)指出該溫度鋒面主要是由潮汐混合而形成的淺水陸架鋒, 其不僅會控制黃海冷水團的邊界, 也會對冷水團環(huán)流的邊界產(chǎn)生影響。而當(dāng)臺風(fēng)過境后(7 月13 日),近岸海區(qū)的鋒面強度減弱, 而離岸海區(qū)的鋒面強度增強(圖8b), 說明底層溫度鋒面的位置整體向黃海深水區(qū)移動, 結(jié)合圖6 可以看出, 當(dāng)臺風(fēng)過境時, 大風(fēng)產(chǎn)生的強混和使得近岸混合區(qū)域范圍擴大, 底層溫度升高, 進而推動鋒面向深水區(qū)移動。

圖8 臺風(fēng)過境前(7 月9 日)黃海底層溫度鋒面強度分布(a)以及臺風(fēng)過境前后(7 月9—13 日)黃海底層溫度鋒面強度之差(b)Fig.8 Distribution of bottom temperature fronts before the typhoon (July 9) (a) and the difference of bottom temperature fronts between July 13th and July 9 (b)

從臺風(fēng)過境期間36°N 斷面底層溫度的變化可以看出, 當(dāng)臺風(fēng)過境時, 黃海西部近岸海區(qū)的底層溫度明顯升高(圖9), 升溫幅度超過4 °C, 同時, 近岸的暖水逐漸向黃海中部推移, 底層的溫度鋒面隨之向深水區(qū)移動, 以20 °C 等溫線為例, 臺風(fēng)過境后其向內(nèi)區(qū)推移了近60 海里。相對于黃海西岸, 黃海東岸底層溫度的升溫幅度及鋒面位置的變化相對較小。

圖9 在臺風(fēng)過境期間36 °N 斷面底層溫度隨時間變化Fig.9 The variation of bottom temperature along 36 °N section during typhoon Chan-hom passing

3.3 臺風(fēng)對黃海冷水團環(huán)流結(jié)構(gòu)及強度的影響

黃海冷水團環(huán)流是存在于夏季黃海上層的氣旋式環(huán)流, 平均流速小于0.1 m/s(圖10a), 然而, 當(dāng)7 月13 日臺風(fēng)過境后, 黃海冷水團環(huán)流的強度迅速增加,最大流速超過0.3 m/s (圖10b), 其中以成山頭, 蘇北淺灘及朝鮮半島外海的增幅最為明顯, 同時, 環(huán)流的寬度也有了大幅度的增加(圖10c)。

圖10 臺風(fēng)過境前后黃海15 m 層黃海冷水團環(huán)流的分布Fig.10 The distribution of the Yellow Sea Cold Water Mass Circulation at depth of 15 m

為定量地探究臺風(fēng)過境對黃海冷水團環(huán)流強度的影響, 以36°N 斷面為例, 對黃海冷水團環(huán)流西側(cè)段(120°—124°E)的流量(Tc)及流幅(Sc)進行計算, 計算公式為

其中,m為模式中36°N 斷面西側(cè)(120°—124°E)的水平格點數(shù);n為模式的垂向?qū)訑?shù)。由此將36°N 斷面西側(cè)劃分為m×n個網(wǎng)格, 每個網(wǎng)格的面積為Si,j, 與之對應(yīng)的經(jīng)向流速為Vi,j, 由于黃海冷水團環(huán)流在黃海西岸為南向流, 因此在計算時只考慮了36°N 斷面西側(cè)南向流(Vi,j<0)的流量及流幅, 即當(dāng)Vi,j<0 時,k=1,當(dāng)Vi,j≥0 時,k=0。進而得到了36°N 斷面西側(cè)黃海冷水團環(huán)流流量及流幅的時間序列(圖 11), 可以看出,在臺風(fēng)過境前, 斷面西側(cè)的冷水團環(huán)流流量約為0.1×106m3/s, 當(dāng)臺風(fēng)過境時, 環(huán)流流量迅速增加至0.7×106m3/s, 當(dāng)臺風(fēng)登陸后, 流量逐漸減小至臺風(fēng)過境前的水平。與此同時, 在臺風(fēng)過境黃海的過程中,黃海冷水團環(huán)流的流幅也呈現(xiàn)出先微弱減小, 后迅速增大的特征, 當(dāng)臺風(fēng)于朝鮮半島登陸后黃海冷水團環(huán)流的流幅也隨之減小。

圖11 36 °N 斷面西側(cè)黃海冷水團環(huán)流的流量及流幅時間序列Fig.11 The time series of the transport and the area of the Yellow Sea Cold Water Mass Circulation in the western part of 36°N section

進一步地, 以36°N 斷面為例, 探究臺風(fēng)過境時黃海冷水團環(huán)流垂向結(jié)構(gòu)的變化, 當(dāng)無臺風(fēng)時(圖12a), 黃海表層以北向流為主, 次表層及深層為沿鋒面流動的南向流, 最大流速超過0.06 m/s。當(dāng)臺風(fēng)中心移動至黃海南部時, 36°N 斷面上空以偏東風(fēng)為主(圖6b), 此時, 混合層中的北向流加深加強(圖 12b),溫躍層開始明顯下移, 黃海冷水團環(huán)流開始向黃海深層收縮。7 月12 日, 臺風(fēng)過境黃海, 此時, 南黃海上空被氣旋式風(fēng)場覆蓋(圖6c), 在黃海西岸為強勁的北風(fēng)而東岸以偏南風(fēng)為主, 由此造成黃海西側(cè)整層水體的南向流迅速增強(圖 12c), 其中, 表層流速明顯大于底層; 與此同時, 在風(fēng)應(yīng)力的攪拌與冷卻下,混合層溫度明顯降低。

當(dāng)臺風(fēng)在朝鮮半島登陸后, 黃海西側(cè)的南向流開始減弱, 但依然以南向流為主(圖 12d)。至7 月14日(圖 12e), 黃海表層溫度逐漸升高且開始出現(xiàn)層化,此時黃海的溫度及環(huán)流結(jié)構(gòu)基本恢復(fù)到臺風(fēng)過境之前的狀態(tài), 次表層的南向流明顯減弱, 且表層開始出現(xiàn)北向流。至7 月15 日(圖12f), 表層的北向流及溫度層結(jié)進一步加強, 臺風(fēng)對溫度及環(huán)流結(jié)構(gòu)的影響基本消失。

圖12 臺風(fēng)過境期間36°N 斷面西側(cè)溫度及黃海冷水團環(huán)流的分布Fig.12 The distribution of temperature and the Yellow Sea Cold Water Mass Circulation along the western part of 36°N section during typhoon Chan-hom

由此可以看出, 臺風(fēng)能夠?qū)S海冷水團環(huán)流產(chǎn)生重要的影響。當(dāng)臺風(fēng)過境前, 混合層中的北向流會迅速增強, 同時伴隨著混合層及溫躍層的下移, 從而使得黃海冷水團環(huán)流的流核下移至躍層以下。當(dāng)臺風(fēng)過境時, 黃海上空的氣旋式風(fēng)場會加劇黃海上層的氣旋式環(huán)流, 黃海冷水團環(huán)流由此加強, 流幅及流量迅速增加, 該過程能夠持續(xù)1—2 d。當(dāng)臺風(fēng)過境后,黃海上層的溫度及黃海冷水團環(huán)流的結(jié)構(gòu)開始逐漸恢復(fù), 在臺風(fēng)登陸后的2—3 d, 黃海冷水團環(huán)流的結(jié)構(gòu)基本恢復(fù)到臺風(fēng)過境前的狀態(tài)。

4 結(jié)論

本文利用ROMS 模式, 分析了臺風(fēng)“燦鴻”過境黃海前后黃海溫度及環(huán)流結(jié)構(gòu)的響應(yīng)過程。結(jié)果表明,臺風(fēng)會對黃海的溫度及環(huán)流結(jié)構(gòu)產(chǎn)生重要的影響,主要表現(xiàn)為: (1) 臺風(fēng)期間強烈的風(fēng)致混合使得混合層加深, 同時使溫躍層的深度增加, 強度減弱。(2) 臺風(fēng)能夠使近岸更大范圍的水體充分混合, 使得近岸水體的底層溫度迅速升高, 范圍增大, 進而造成底層的溫度鋒面向黃海內(nèi)區(qū)移動。(3) 臺風(fēng)過境對黃海冷水團環(huán)流也會產(chǎn)生重要的影響, 在臺風(fēng)過境前, 混合層中的北向流迅速加深加強, 從而使得黃海冷水團環(huán)流的流核下移, 流幅減小。當(dāng)臺風(fēng)過境時, 黃海上空的氣旋式風(fēng)場會加劇黃海上層的氣旋式環(huán)流, 黃海冷水團環(huán)流由此增強, 流幅及流量迅速增加。當(dāng)臺風(fēng)過境后2 d 左右, 黃海上層的溫度及黃海冷水團環(huán)流的結(jié)構(gòu)開始逐漸恢復(fù)至過境前的狀態(tài)。