黄海是位于西北太平洋的半封闭边缘海(图 1), 平均水深44 m, 最大水深超过100 m, 其西北部与渤海相接, 南部与东海相连, 东岸及北岸分别为朝鲜半岛与辽东半岛, 西岸为山东半岛及苏北浅滩, 特殊的地理位置使得黄海受季风的影响十分显著。

冬季, 在西北季风的影响下, 海表的强混和及冷却作用使得黄海整层水体混合均匀, 同时, 北风驱使黄海及朝鲜沿岸流向南流动, 由此在黄海中部产生向北的补偿流, 即黄海暖流(Isobe, 2008; Lin et al, 2011; Tak et al, 2016)。黄海暖流携带高温高盐水沿黄海海槽西侧向黄海入侵, 对黄海的温盐分布及生态环境具有重要的影响。春季, 温跃层逐渐形成, 至夏季温跃层强度达到最强, 温跃层的存在阻止了上层热量的下传, 使得冬季的冷水在跃层以下得以保留(赫崇本等, 1959), 由此在黄海底层形成了海盆尺度的低温高盐水体, 即黄海冷水团, 此为黄海夏季最典型的水文现象之一。

伴随着黄海冷水团, 在夏季黄海上层存在着海盆尺度的气旋式环流, 即黄海冷水团环流, 其对黄海上层的物质及能量运输具有重要的作用。Beardsley等(1992)利用漂流浮标观测到了夏季黄海上层的气旋式环流, 流速为2—6 cm/s; Yanagi等(1993)发现夏季黄海上层及中层为气旋式环流, 底层为反气旋式环流; Xia等(2006)基于三维数值模式提出了夏季黄海环流的三层结构, 即在表层(0—4 m)为南风主导的北向流, 上层(4—40 m)为海盆尺度的气旋式环流, 底层(40 m以下)在黄海海槽附近存在微弱的南向流。Naimie等(2001)利用数值模式发现黄海冷水团环流的流量约为0.2×10⁶ m³/s; 此外, 最近的一些研究发现在黄海上层的气旋式环流内部, 还存在着若干更小尺度的反气旋式环流(汤毓祥等, 2000; Tang et al., 2004; Pang et al, 2004)。

前人对黄海冷水团环流的生成机制也做了大量的探讨, 赵保仁(1987)发现黄海冷水团环流是沿锋面流动的地转流。Moon等(2009)提出潮汐强迫, 特别是潮致余流对南黄海西侧环流的形成起到了重要作用。Naimie等(2001)指出黄海冷水团环流是对黄海冷水团的斜压响应; 其中, 斜压项, 科式力项, 海表面压强梯度等对环流的结构及强度具有重要的影响(Xing et al, 2005), 此外, 表层锋面也会对环流的垂向结构产生重要影响(Davies et al, 2006)。最新的研究表明, 夏季的经向风速也会通过调整黄海的海表面高度进而影响黄海冷水团环流的强度。

近几年来, 台风过程对黄海温盐结构的影响愈发引起人们的重视。作为西北太平洋的边缘海, 在夏秋两季, 部分台风在西北太平洋生成后经东海入侵至黄海, 对黄海的水文结构及人们的生产生活产生重要的影响。当台风过境时, 伴随着强烈的海气相互作用, 台风将大量能量输入海洋, 海洋上层的温盐结构遭到破坏, 强烈的垂向混合使得温跃层明显加深(Yang et al, 2017), 同时伴随着海洋上层叶绿素与溶解氧浓度的改变(Huang et al, 2011)。

台风过境使得黄海海表面温度(sea surface temperature, SST)迅速降低而底层温度迅速升高(Lee et al, 2016; Li et al, 2019; Yang et al, 2019), 其中, 黄海中部SST的降温幅度大于近岸海区(Yang et al, 2019)。Lee等(2016)发现台风Muifa过境时, 黄海SST的最大降幅达到8 ℃, 同时黄海底层的升温幅度达到4 ℃, 在此期间, 台风引起的海洋上层强烈的垂向混合是表层温度升高而底层温度降低的主要原因。冀承振等(2020)亦发现当台风“灿鸿”过境时, 黄海SST明显下降, 降温幅度在2—4 ℃之间。

台风不仅能够改变黄海的温盐结构, 也能对黄海的流场、海表面高度等产生重要的影响。台风能在近岸激发出Kelvin波沿陆架传播(Ding et al, 2011)。Li等(2019)指出台风能在黄海上层激发出0.3 m/s的向岸流, 同时在黄海底层形成离岸流, 进而驱动黄海冷水团向黄海中部移动(Yang et al, 2017)。Ding等(2011)发现在台风事件中, 近岸的增水主要是由风场控制的, 而大洋中海表面高度的变化主要受到气压场的影响。在台风“布拉万”期间, 朝鲜半岛西岸的增水幅度最大超过160 cm (Kim等, 2014)。同时, 受气旋式风场的影响, 台风过境期间黄海的波浪及流场均呈现出旋转特性, 但与台风的气旋式风场有一定延迟(杨静思等, 2013)。

近期的研究表明, 台风还会对长江冲淡水的路径产生重要的影响, 2012年, 台风“达维”, “海葵”相继过境我国黄东海, 期间持续的东风及东南风产生的Ekman流驱使长江冲淡水入侵至黄海中部(Oh et al, 2014)。当台风过境后, 强烈的北风驱动长江冲淡水向闽浙沿岸流动, 使得闽浙沿岸海表面盐度明显降低, 初级生产力明显提高(Zhang et al, 2018)。

前人的工作主要集中在台风对黄海SST及黄海冷水团的影响, 而对黄海冷水团环流的影响鲜有研究, 本文在前人研究的基础上, 结合观测资料及数值模式, 对台风过境期间黄海的温度结构及黄海冷水团环流的响应过程做了初步的分析。

1 数据和方法 1.1 台风“灿鸿”

台风“灿鸿”是2015年在太平洋台风季生成的第9号台风, 其于6月25日左右在西北太平洋海域生成, 6月30日升级为热带风暴, 7月3日升级为台风, 其最大风速达到58 m/s, 中心最低气压达到925 hPa。“灿鸿”生成后沿西北方向穿过西北太平洋入侵至东海, 于7月11日16: 40分许在浙江省舟山市朱家尖镇登陆, 登陆时最大风力达到14级, 随后转向北偏东方向于7月12日过境我国黄海南部海域, 7月13日, 台风“灿鸿”在朝鲜西南部再次登陆, 并减弱为热带低压。

台风过境期间的风场数据采用了欧洲中期天气预报中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts, ECMWF)的再分析资料ECMWF Reanalysis-Interim(ERA-Interim), 水平分辨率为0.25°×0.25°。

1.2 观测数据

海温数据由2015年8月航次调查搭载的SeaBird 911温盐深仪(conductivity-temperature-depth, CTD)获得, 测量精度0.001 ℃, CTD站位基本沿纬向分布(如图 1b), 除大连-成山头断面外, CTD纬向站位间隔约为0.5°, 经向站位间隔约为1°, CTD所测原始海温数据按照标准程序进行了订正。

海流数据由位于黄海西部(36°N, 121.5°E)的坐底式声学多普勒流速剖面仪(acoustic doppler current profiler, ADCP)获得(如图 1b), 锚系所在水深44 m, 观测时间从2015年4月8日—2015年10月19日, 采样间隔为30 min, 垂向分辨率为2 m, 在此期间成功观测到台风“灿鸿”过境黄海前后流场的变化过程。

1.3 模式配置

为更好地研究台风过境期间黄海流场的响应过程, 本文采用ROMS (Regional Ocean Modeling System)模式, 模式计算区域为22°—42°N, 117°—140°E (图 1a), 水平分辨率为1/18°×1/18°, 模式采用地形跟随的σ坐标系, 垂向分层32层。模式最小水深设为10 m, 最大水深5 000 m, 内模步长为360 s, 外模步长12 s。模式中垂向湍流黏性及扩散系数采用Mellor-Yamada (Mellor et al, 1982)的参数化方案。

模式中6 h平均的风场、大气温度、短波辐射、长波辐射、大气压强、降水率、相对湿度等强迫场数据采用了ECMWF的再分析资料(ERA-interim), 日平均的SST数据采用了美国国家海洋和大气管理局(National Oceanic and Atmospheric Administration, NOAA)提供的OISST v2.1资料, 海表面盐度(sea surface salinity, SSS)采用World Ocean Atlas 2013 (WOA13)的气候态SSS资料, 以上资料的空间分辨率均为0.25°×0.25°, 并在此基础上插值到模式格点中。模式中的净热通量、淡水通量由块体公式计算得到(Fairall et al, 2003)。月平均的长江径流采用了长江大通站的实测资料(http://www.cjw.gov.cn/)。

开边界场的温度, 盐度, 流速, 水位采用SODA3.4.1(simple ocean data assimilation)数据集的月平均数据, 模式边界场引入M₂, S₂, K₁, O₁四个分潮, 分潮的振幅, 迟角和潮流流速等信息由TPXO7数据集获得。模式的计算时间范围为2010年1月1日—2015年12月31日。

2 模式验证

利用2015年8月份的航次调查数据对模式结果进行验证, 图 2为36°N断面的温度分布, 可以看出夏季黄海上层水体混合相对均匀, 最高温度超过26 ℃。在次表层, 温跃层将混合层中的高温水体与底层的低温水体分隔开来, 阻碍了混合层中热量的下传。在黄海底层存在着由前冬残留下来的低温水体, 即黄海冷水团, 其最低温度低于8 ℃, 近岸的高温水体与黄海冷水团之间存在着强锋面结构, 其与温跃层共同形成了黄海冷水团的边界。

同时, 从黄海底层温度的分布(图 3)可以看出, 黄海冷水团占据了夏季黄海底层的大部分区域, 其最低温度低于8 ℃。翁学传等(1989)发现了黄海冷水团的三冷核结构, 分别位于北黄海, 南黄海东侧及南黄海西侧, 其中, 北黄海及南黄海东侧的冷核比黄海西侧的冷核温度更低且更稳定(于非等, 2006)。

通过与观测数据比较可以看出, 模式结果较好地体现了黄海夏季的温度分布特征, 但依然存在一些不足, 比如混合层的深度较浅, 青岛外海底层温偏低等, 这可能是由于ROMS对表层波致混合的模拟不足, 进而导致上述问题。

进一步地, 利用台风过境期间HH02站的剖面流速对模式流场进行进一步的验证(图 4—5), 可以看出, 夏季黄海上层基本以北向流为主(图 4a, 5a), 而次表层以南向流为主。当台风过境时, HH02站的南向流出现全水深的加深加强, 最大流速超过0.3 m/s, 而纬向流速显示在台风过境期间, HH02站上层出现明显的向岸流, 最大流速超过0.1 m/s, 而底层为离岸流, 最大流速超过了0.08 m/s (图 4b, 5b)。通过流场的比较可以看出, 模式结果基本体现了台风过境期间黄海流场的变化特征, 可以在此基础上进行下一步的研究。

3 台风“灿鸿”对黄海温度及环流结构的影响 3.1 温跃层对台风的响应过程

台风过境前后黄海温跃层强度及深度的变化如图 6所示。在近岸海区, 由于风致混合及潮汐混合的共同作用, 黄海整层水体垂向混合比较均匀(Qiao et al, 2006), 而从近岸到黄海中部, 温跃层强度呈现出先迅速增大再逐步减小的特征(图 6e), 最大的跃层强度超过2.5 ℃/m, 主要分布于山东半岛, 辽东半岛及朝鲜半岛外海, 而黄海中部的温跃层强度相对较小, 强度在0.5—1.5 ℃/m之间。与此同时, 温跃层的深度呈现出近岸区域浅而黄海中部深的特征(图 6i), 在近岸海区跃层深度小于10 m, 而在黄海中部最大超过20 m。以上特征与葛人峰等(2006)的调查结果相似。

7月11日0时, 台风中心移动至浙江外海(图 6b), 此时, 黄海南部及东海北部的温跃层强度逐渐减弱而深度迅速加深(如图 6f, j), 最大深度超过25 m。7月12日0时, 台风过境黄海(图 6c), 在强烈的风应力作用下, 浅水区域的混合加剧, 原位于山东半岛外海的强跃层被破坏, 近岸海区更大范围的海水被混合均匀(图 6g), 与此同时, 黄海南部及东部的温跃层有所增强, 整个黄海区域的跃层深度进一步加深(图 6k)。7月13日, 台风在朝鲜半岛登陆, 黄海海区以偏西风为主, 最大风速依然超过10 m/s (图 6d), 此时, 黄海南部及东部的温跃层强度继续增强(图 6h), 温跃层深度继续加深, 南黄海大部分区域的跃层深度超过20 m (图 6l)。

由此可以看出, 台风过境会对黄海温跃层的强度及深度产生重要的影响, 大风产生的强混和会使跃层的深度增加, 同时破坏了浅水区的跃层结构, 使更大范围的近岸水体垂向混合均匀。

对黄海全域温跃层的强度及深度做空间平均后发现, 台风“灿鸿”过境时, 黄海的温跃层强度逐渐减弱(图 7), 最大减弱幅度约为0.3 ℃/m, 这是因为当台风过境时, 强烈的垂向混合使得表层海水迅速降温而底层海水明显升温, 由此造成垂向温度梯度的减小, 跃层强度随之减弱(Lee et al, 2016; Yang et al, 2019)。同时, 台风“灿鸿”过境时温跃层的深度迅速增加, 增幅约为7 m, 而台风在朝鲜半岛登陆后, 跃层深度逐渐恢复。

3.2 温度锋面对台风的响应过程

台风不仅会影响温跃层的深度和强度, 其对底层温度锋面的分布也会产生重要的影响。在台风过境黄海前(7月9日), 黄海底层的温度梯度如图 8a所示, 可以看出底层温度锋面主要位于20—40 m等深线之间, 最大梯度超过5×10^–4 ℃/m。赵保仁(1985, 1987)指出该温度锋面主要是由潮汐混合而形成的浅水陆架锋, 其不仅会控制黄海冷水团的边界, 也会对冷水团环流的边界产生影响。而当台风过境后(7月13日), 近岸海区的锋面强度减弱, 而离岸海区的锋面强度增强(图 8b), 说明底层温度锋面的位置整体向黄海深水区移动, 结合图 6可以看出, 当台风过境时, 大风产生的强混和使得近岸混合区域范围扩大, 底层温度升高, 进而推动锋面向深水区移动。

从台风过境期间36°N断面底层温度的变化可以看出, 当台风过境时, 黄海西部近岸海区的底层温度明显升高(图 9), 升温幅度超过4 ℃, 同时, 近岸的暖水逐渐向黄海中部推移, 底层的温度锋面随之向深水区移动, 以20 ℃等温线为例, 台风过境后其向内区推移了近60海里。相对于黄海西岸, 黄海东岸底层温度的升温幅度及锋面位置的变化相对较小。

3.3 台风对黄海冷水团环流结构及强度的影响

黄海冷水团环流是存在于夏季黄海上层的气旋式环流, 平均流速小于0.1 m/s(图 10a), 然而, 当7月13日台风过境后, 黄海冷水团环流的强度迅速增加, 最大流速超过0.3 m/s (图 10b), 其中以成山头, 苏北浅滩及朝鲜半岛外海的增幅最为明显, 同时, 环流的宽度也有了大幅度的增加(图 10c)。

为定量地探究台风过境对黄海冷水团环流强度的影响, 以36°N断面为例, 对黄海冷水团环流西侧段(120°—124°E)的流量(T_c)及流幅(S_c)进行计算, 计算公式为

其中, m为模式中36°N断面西侧(120°—124°E)的水平格点数; n为模式的垂向层数。由此将36°N断面西侧划分为m×n个网格, 每个网格的面积为S_{i, j}, 与之对应的经向流速为V_{i, j}, 由于黄海冷水团环流在黄海西岸为南向流, 因此在计算时只考虑了36°N断面西侧南向流(V_{i, j} < 0)的流量及流幅, 即当V_{i, j} < 0时, k=1, 当V_{i, j}≥0时, k=0。进而得到了36°N断面西侧黄海冷水团环流流量及流幅的时间序列(图 11), 可以看出, 在台风过境前, 断面西侧的冷水团环流流量约为0.1×10⁶ m³/s, 当台风过境时, 环流流量迅速增加至0.7×10⁶ m³/s, 当台风登陆后, 流量逐渐减小至台风过境前的水平。与此同时, 在台风过境黄海的过程中, 黄海冷水团环流的流幅也呈现出先微弱减小, 后迅速增大的特征, 当台风于朝鲜半岛登陆后黄海冷水团环流的流幅也随之减小。

进一步地, 以36°N断面为例, 探究台风过境时黄海冷水团环流垂向结构的变化, 当无台风时(图 12a), 黄海表层以北向流为主, 次表层及深层为沿锋面流动的南向流, 最大流速超过0.06 m/s。当台风中心移动至黄海南部时, 36°N断面上空以偏东风为主(图 6b), 此时, 混合层中的北向流加深加强(图 12b), 温跃层开始明显下移, 黄海冷水团环流开始向黄海深层收缩。7月12日, 台风过境黄海, 此时, 南黄海上空被气旋式风场覆盖(图 6c), 在黄海西岸为强劲的北风而东岸以偏南风为主, 由此造成黄海西侧整层水体的南向流迅速增强(图 12c), 其中, 表层流速明显大于底层; 与此同时, 在风应力的搅拌与冷却下, 混合层温度明显降低。

当台风在朝鲜半岛登陆后, 黄海西侧的南向流开始减弱, 但依然以南向流为主(图 12d)。至7月14日(图 12e), 黄海表层温度逐渐升高且开始出现层化, 此时黄海的温度及环流结构基本恢复到台风过境之前的状态, 次表层的南向流明显减弱, 且表层开始出现北向流。至7月15日(图 12f), 表层的北向流及温度层结进一步加强, 台风对温度及环流结构的影响基本消失。

由此可以看出, 台风能够对黄海冷水团环流产生重要的影响。当台风过境前, 混合层中的北向流会迅速增强, 同时伴随着混合层及温跃层的下移, 从而使得黄海冷水团环流的流核下移至跃层以下。当台风过境时, 黄海上空的气旋式风场会加剧黄海上层的气旋式环流, 黄海冷水团环流由此加强, 流幅及流量迅速增加, 该过程能够持续1—2 d。当台风过境后, 黄海上层的温度及黄海冷水团环流的结构开始逐渐恢复, 在台风登陆后的2—3 d, 黄海冷水团环流的结构基本恢复到台风过境前的状态。

4 结论

本文利用ROMS模式, 分析了台风“灿鸿”过境黄海前后黄海温度及环流结构的响应过程。结果表明, 台风会对黄海的温度及环流结构产生重要的影响, 主要表现为: (1) 台风期间强烈的风致混合使得混合层加深, 同时使温跃层的深度增加, 强度减弱。(2) 台风能够使近岸更大范围的水体充分混合, 使得近岸水体的底层温度迅速升高, 范围增大, 进而造成底层的温度锋面向黄海内区移动。(3) 台风过境对黄海冷水团环流也会产生重要的影响, 在台风过境前, 混合层中的北向流迅速加深加强, 从而使得黄海冷水团环流的流核下移, 流幅减小。当台风过境时, 黄海上空的气旋式风场会加剧黄海上层的气旋式环流, 黄海冷水团环流由此增强, 流幅及流量迅速增加。当台风过境后2 d左右, 黄海上层的温度及黄海冷水团环流的结构开始逐渐恢复至过境前的状态。