王 雪,蒋暑民,戴德君*,马洪余

(1.自然资源部 第一海洋研究所,山东 青岛 266061;2.青岛海洋科学与技术试点国家实验室 区域海洋动力学与数值模拟功能实验室,山东 青岛 266237;3.自然资源部 海洋环境科学与数值模拟重点实验室,山东 青岛 266061)

西北太平洋是热带气旋最活跃的海域之一,平均每年有20多个热带气旋。海洋对热带气旋的响应和反馈是一种从天气到气候尺度、从局地到全球范围、从动力学和热力学要素到多种环境变量的复杂过程[1]。在热带气旋经过期间,会发生剧烈的海气相互作用,海洋表层水汽、热量损失,上层海水冷却;强大的风应力可以穿透到海洋100～200 m深度并引起湍流混合、强烈的上升流,通过将温跃层的冷海水带入上层海洋的混合层中进行搅拌、混合层底部的剪切和对流冷却的共同作用导致不可逆的垂直混合,从而使混合层上层加深[2-6]。

海洋对热带气旋的局地响应有较长的研究历史[7-8],很多研究学者利用现场观测、数据分析和数值模拟方法,从温度、盐度、海面高度、海流、生化要素和近惯性运动等不同方面开展了海洋对热带气旋的响应研究工作[9-18]。海洋对热带气旋的局地响应和反馈在很大程度上由中尺度过程主导,其中中尺度涡的存在会改变海洋热力学结构,调节热带气旋期间的海气相互作用[1]。热带气旋过境时将会对已经存在冷涡的海域产生明显的扰动。如在热带气旋经过后海表面高度降低、环流加强,甚至还可能影响黑潮路径;先前存在的冷涡强度增大、面积和范围扩大,在热带气旋经过后可能会形成新的冷涡[19-23];热带气旋可以通过影响海洋涡旋使黑潮加速,而气候变暖会进一步促进热带气旋增强[24]。此外,研究还发现,在热带气旋条件下,近惯性运动的能量显著增强,且具有左右不对称特征[25],北半球热带气旋右侧近惯性运动更强。基于经典的Ekman理论,Lu和Huang也提出了均质海洋中热带气旋风场不移动时所驱动的海洋三维环流的解析解[26]。

热带气旋引起的地转响应包括正压和斜压两部分。正压地转响应的特征是沿弱地转流的海表面高度(Sea Surface Height,SSH)低槽;斜压地转响应表现为与诱生环流保持地转平衡的温跃层脊以及沿轨的SSH低槽。斜压地转响应是SSH负异常产生的主要原因[27-30]。Lu等研究2003年第21号热带气旋Lupit诱发的SSH负异常变化时发现,热带气旋通过地转响应注入海洋正位涡异常,可以扰动背景涡旋场,使受扰涡旋发生准地转调整,并进一步通过多个热带气旋的累积作用影响大中尺度环流和气候[31-32]。

热带气旋过境期间海况恶劣,因此,现场海洋观测困难,相应的观测资料缺乏,针对热带气旋过程的长期监测系统更是欠缺。目前各类卫星遥感资料为研究上层海洋对热带气旋的响应提供了极大便利,尤其是海表面要素(如海面高度)对热带气旋的响应。根据卫星高度计数据,热带气旋可能导致SSH下降达20～60 cm[30,33]。Sun等基于测高仪和Argo观测资料,发现2004年第10号热带气旋Namtheun导致SSH最大降低6 cm,同时温跃层冷却0.5～1.0℃,这些信号至少持续15 d,为斜压地转响应提供了现场观测证据[34]。杨元建等利用多卫星观测资料,分析了2008年9月3个连续热带气旋经过前后的海面高度异常的时空变化特征,结果发现3个热带气旋引起了局地海洋的海面高度异常的显著变化,海面高度异常下降幅度在10～50 cm[35]。牟平宇等利用再分析资料、卫星遥感资料分析了2013年第7号热带气旋Soulik过境所引起的海表面温度、海面高度异常的变化规律。Soulik所经过的海域都存在着明显的降温,同时造成海面高度异常降低,最大降幅为20 cm。海表面高度的降低具有不对称性,海表面温度的变化滞后于海表面高度的变化,降温区域集中在路径的右侧。从最大海面高度异常变化可以预测海表面温度降低最大的区域[36]。然而,以上研究主要基于个例研究,且不同的个例分析结果可能存在较大差异。

本文利用卫星高度计资料和中国气象局(China Meterorological Administration,CMA)热带气旋最佳路径数据集[37],合成分析了1993—2018年西北太平洋海域海面高度异常(Sea Level Anomaly,SLA)对热带气旋的平均响应特征,以此提高对西北太平洋上层海洋物理环境对热带气旋响应的认识。

1 资料和方法

1.1 数据介绍

本文使用的CMA热带气旋最佳路径数据集[37]提供了1949年以来西北太平洋(含南海、赤道以北、180°E以西)海域热带气旋每6 h的位置、强度和风速。表1给出了热带气旋分级表。本文使用的海面高度异常数据为法国AVISO(Archiving,Validation,and Interpretation of Satellite Oceanographic Data)提供的多源高度计海面高度异常融合产品[38],其空间分辨率为0.25°×0.25°,时间分辨率为1 d,时间跨度为1993—2018年。由于2种数据的时间分辨率不同,为避免同一天卫星高度数据的累加问题,本文选取了每天00:00时刻的热带气旋最佳路径数据与海面高度异常数据进行合成分析。

表1 热带气旋分级表[37]Table 1 Classification of tropical cyclones[37]

1.2 合成方法

为了更好地体现热带气旋左右两侧海面高度的响应,我们首先计算热带气旋的移动方向,并将对应时刻海面高度异常数据旋转,使得热带气旋移动方向指向正北,即通过旋转后,热带气旋经过最佳路径点时,其移动方向指向正北,且从我们选取的区域中心穿过。下面以1997年热带气旋Winnie为例进行说明。

如图1所示,1997年8月14日00:00(UTC时间),热带气旋Winnie经过A点(139°24′E,20°54′N),并达到强台风级别。利用Winnie经过A点前后两天的移动距离d除以移动时间,求得其经过A点的平均速度,由此可得到热带气旋该时刻的移动速度和方向。将A点对应时刻的海面高度异常数据插值到以热带气旋最佳路径坐标点(A点)为原点的18°×18°的网格上(图2a),然后将插值后的数据顺时针旋转α角度,即可得到以热带气旋最佳路径坐标点为原点,能明确区分热带气旋左侧、右侧影响的海面高度异常数据(图2b)。再选取以热带气旋最佳路径坐标点为原点的12°×12°的网格数据进行合成分析(图2b中黑框标出区域)。

图1 热带气旋Winnie的移动路径及影响海域的海面高度异常Fig.1 Path of the tropical cyclone Winnie and corresponding distribution of SLA

图2 海面高度异常数据插值与旋转结果Fig.2 Distribution of SLA associated with the tropical cyclone Winnie after interpolation and rotation

然后选择同一强度热带气旋经过的所有n个最佳路径点,分别通过插值、旋转得到气旋经过每一个坐标点之前14 d、经过当天以及之后28 d海面高度异常数据,再对每天的n个海面高度异常场求平均值,得到对应该天的海面高度异常合成场,最终可获得每一强度热带气旋43 d内00:00时刻以其最佳路径坐标点为原点的海面高度异常合成场。

2 海面高度对热带气旋响应的合成结果分析

本研究选取了1993—2018年强热带风暴(STS)及以上级别的热带气旋数据,分别进行了海面高度异常响应的合成统计分析。为了减小浅水区域卫星高度计数据不准确以及近岸热带气旋增(减)水带来的影响,分析时去掉了水深小于200 m的热带气旋最佳路径数据。另外,部分最佳路径坐标点位于南海北部湾内或者靠近日本群岛、台湾岛和菲律宾群岛等,为了减小陆地岸线的影响,分析时去掉了距离岸线150 km以内的热带气旋最佳路径数据。1993-2018年期间共统计得到了1 704个00:00时刻热带气旋最佳路径坐标点,其分布如图3所示。

图3 热带气旋最佳路径坐标点位置(00:00,UTC)Fig.3 Locations of tropical cyclones at 00:00,UTC

1993—2018年期间,强热带风暴经过前后海面高度异常数据合成统计分析结果如图4所示(已减去强热带风暴经过之前第14天的结果),共统计得到601个强热带风暴最佳路径坐标点。在强热带风暴到达时刻的7 d之前,路径中心处海面高度已经开始下降,但海面高度异常变化较小;强热带风暴经过时路径中心海面高度明显下降,其右侧海面高度升高,在强热带风暴经过后第7天,海面高度异常负值中心逐渐左移,海面高度异常降到最低值(-6.30 cm),然后缓慢升高。在强热带风暴经过后的第28天,热带气旋左侧为海面高度负异常、热带气旋右侧为海面高度正异常。

图4 海面高度异常对强热带风暴的响应Fig.4 Responses of SLA to strong tropical storms

1993—2018年期间,台风、强台风和超强台风经过前后海面高度异常数据合成统计分析结果分别如图5、图6和图7所示(已分别减去台风、强台风和超强台风经过之前第14天的结果),这3种情况下分别统计得到了566、358和179个最佳路径坐标点。与强热带风暴情况相似,在台风、强台风和超强台风到达时刻的7天之前,路径中心处海面高度已经开始下降,海面高度异常变化较小;热带气旋经过时路径中心海面高度明显下降,其右侧海面高度升高,热带气旋经过后第7天,海面高度降到最低值(台风、强台风和超强台风这3种情况下,海面高度异常最大降低值分别为7.82、9.85和11.14 cm),然后缓慢升高。同样地,在热带气旋经过后,海面高度异常负值中心逐渐左移(图5c～图5e、图6c～图6e和图7c～图7e);在热带气旋经过后的第28天,热带气旋左侧为海面高度负异常、热带气旋右侧为海面高度正异常(图5f、图6f和图7f)。随着热带气旋等级增加,热带气旋中心附近海面高度降低的范围明显加大(图5c、图6c和图7c),尤其在超强台风的影响下,海面高度降低区域呈现条带状分布。

图5 海面高度异常对台风的响应Fig.5 Responses of SLA to typhoons

图6 海面高度异常对强台风的响应Fig.6 Responses of SLA to strong typhoons

图7 海面高度异常对超强台风的响应Fig.7 Responses of SLA to super strong typhoons

3 热带气旋路径中心海面高度异常随时间变化

图8给出了1993—2018年期间台风情况下,最佳路径坐标点处海面高度异常随时间变化图,其中图8a为566个台风最佳路径坐标点43 d内海面高度异常随时间变化图,海面高度异常的变化趋势与前面合成结果分析一致,在台风到达时刻的7 d之前海面高度已经开始降低,约在台风经过后的第7天,海面高度异常降到最低值,随后增高。在台风影响下,海面高度异常最大降低幅度(相比台风影响之前第14天结果)达7.36 cm。图8b分别为每天00:00、06:00、12:00和18:00的台风最佳路径坐标点处海面高度异常随时间变化的平均结果的误差分析,最大误差值为0.35 cm。强热带风暴、强台风以及超强台风情况下,最佳路径坐标点处海面高度异常随时间变化结果与台风情况下结果相似。

图8 台风路径中心处海面高度异常随时间变化Fig.8 Temporal variation of SLA at the center of typhoons

根据已有的研究表明,热带气旋对海面影响的剧烈程度与其本身的移动速度有关,移动比较缓慢的热带气旋对局地海面的作用时间会更持久,对海面高度的影响更为显著[22,35]。图9给出了台风情况下,不同移动速度对最佳路径处平均海面高度异常随时间变化的影响。表2给出了台风不同移动速度对应的SLA最大降幅(此处的最大降幅为相对于台风影响前第14天的平均结果),台风移动速度小于5 km/h时,在台风影响第6天,海面高度异常降到最低值,降幅可达19.79 cm;台风移动速度为5～10 km/h时,海面高度异常的最大降幅在台风经过后第8天达到18.78 cm;台风移动速度为10～15 km/h时,海面高度的最大降幅发生在台风经过后第7天,为9.79 cm;台风移动速度为15～20 km/h时,海面高度异常的最大降幅发生在台风经过后第6天,为6.20 cm;台风移动速度为20～25 km/h时,海面高度异常的最大降幅发生在第8天,为4.43 cm;当台风移动速度大于25 km/h,海面高度异常降幅最大约为3.67 cm,发生在台风经过后第7天。台风移动速度越小,海面高度异常的降幅越大。

表2 不同台风移动速度对应的SLA最大降幅Table 2 The maximum reduction in SLA corresponding to different typhoon translation speed

图9 台风移动速度对海面高度异常影响Fig.9 Effects of typhoon translation speed on SLA evolution

此外,不同等级的热带气旋对海面高度影响程度也有较大差异。高风速(＞17 m/s)气旋型风场将引起大范围的海面变化,热带气旋强度越大(即中心气压越低、近中心最大风速越大)对海面的影响幅度和范围也越大[35]。图10给出了强热带风暴、台风、强台风和超强台风这4种情况下,路径中心平均海面高度异常随时间的变化。不同热带气旋强度情况下,海面高度异常的变化趋势基本一致,约在热带气旋影响6～7 d后,海面高度异常达到最小值,随后缓慢增大。表3给出了不同强度热带气旋对应的SLA最大降幅(此处的最大降幅为相对于热带气旋影响前第14天的平均结果)。强热带风暴(近中心最大风速为24.5～32.6 m/s)影响下海面高度异常最大降低值为5.70 cm;台风(风速为32.7～41.4 m/s)影响下,海面高度异常最大降低约7.82 cm;强台风(风速为41.5～50.9 m/s)影响下,海面高度异常降低为9.64 cm;而在超强台风(风速大于51.0 m/s)情况下,海面高度异常最大降幅为10.93 cm。随着近中心最大风速增大,海面高度异常降低的幅度也增大,这与前人的研究结果[22,35]一致。

表3 不同风速对应的SLA最大降幅Table 3 The maximum reduction in SLA corresponding to different wind speeds

从常理来讲,只有当热带气旋直接影响到研究区域时,海面高度才发生变化。而图9和图10显示:在热带气旋到达研究区域7天之前海面高度就已经开始下降。若以热带气旋移动速度为5 km/h,7级最大风圈半径为550 km计算,在热带气旋到达研究区域的7天前,热带气旋中心在距离研究区域约840 km。热带气旋7级最大风圈直接影响的区域仍然距离研究区域约300 km,对该区域海面高度的影响应该很小。热带气旋到达研究区域7天之前海面高度就已经开始下降的具体原因目前尚不明确,需要开展进一步研究。

图10 风速对海面高度异常的影响Fig.10 Effects of wind speed on SLA evolution

4 结 语

本文采用了一种海面高度异常对热带气旋响应的合成分析方法,即通过插值、旋转、平均,获取不同热带气旋强度下,以热带气旋最佳路径点为原点的海面高度异常场,且热带气旋路径由下(南)向上(北)穿过该异常场,该合成分析方法能够更好地体现热带气旋左右两侧海面高度的响应。

利用卫星高度计数据和热带气旋最佳路径数据,合成分析了1993—2018年期间西北太平洋热带气旋经过时海面高度异常的变化。合成分析结果表明:在强热带风暴、台风、强台风和超强台风这四种情况下,热带气旋到达时刻的7 d之前,路径中心处海面高度已经开始下降,但海面高度异常变化较小;热带气旋经过时路径中心海面高度明显下降,其右侧海面高度升高,热带气旋经过后第6～7天,海面高度降到最低值,然后缓慢升高。在热带气旋经过之后,海面高度异常负值中心逐渐左移;在热带气旋经过后的第28天,热带气旋左侧为海面高度负异常、热带气旋右侧为海面高度正异常。热带气旋等级越大,近中心风速也越大,其路径中心附近海面高度降低的范围明显增大,海面高度异常最大降幅也越大;在超强台风(风速大于51.0 m/s)的影响下,海面高度异常最大降低量值为10.93 cm。热带气旋本身的移动速度对海面高度变化也有影响,移动速度越慢,作用时间越长,对海面高度的影响越大;台风情况下,移动速度小于5 km/h时,对海面高度的影响最大,海面高度异常最大降低值达19.79 cm。

需要注意的是,由于同一经线上,纬度相差1°的两点的实际距离约为111 km,而同一纬线上,经度相差1°的两点的实际距离约为111 km×cosθ(θ为纬度)。在本文的合成分析中,考虑到热带气旋最佳路径坐标点集中在10°～35°N,cosθ的取值范围为0.82～0.98,我们没有区分纬度变化带来的影响。

针对热带气旋经过时路径中心海面高度异常变化左右不对称、其右侧海面高度升高的现象,其原因可能是北半球热带气旋右侧局地风场的旋转方向为顺时针方向,和埃克曼漂流的方向一致。对于缓慢移动的热带气旋,风场将会进一步触发Ekman抽吸,产生比左侧更强的上升流,驱使海表水远离热带气旋中心[39-40],导致右侧海水体较厚,海面高度升高。

本文统计的平均响应特征显示在热带气旋经过后第6～7天海面高度降到最低值。一般来讲,热带气旋可通过以下方式影响海面高度异常:一是热带气旋通过风应力对海流做正功,使得海表流速加快,引起水平压强梯度力的调整,最终造成海面高度下降[33];二是热带气旋造成海水强烈垂直混合,引起海洋上层海水密度的变化,从而使得海表面高度降低[41-42];三是热带气旋经过后的海洋正压、斜压地转调整过程使得海表面高度降低[33]。但在热带气旋过境后,风应力便不再向研究海域输入能量,该海域的机械能会不断耗散,海面高度不会再下降[41]。因而风应力做功导致海表面高度降低不能解释热带气旋过境后的7 d内,海面高度持续下降的现象。产生该现象的可能原因是地转调整过程,已有研究表明热带气旋经过后,海水密度层结产生较大变化,地转调整过程导致的海面高度异常减小的特征可能会持续存在,超过数周[33]。

本文的分析结果显示在热带气旋到达研究区域7 d之前,海面高度已经开始降低,其原因尚不明确。热带气旋的风速和移动速度对海面高度异常变化均有影响,但是对于海面高度变化的影响具体是热带气旋的哪个因素发挥主要作用也有待进一步研究。