臺風陸架波對南海北部夏季沿岸流的影響

陳海亮，汪 峰，苗艷紅，孫 佳，李玲莉，鞠 霞，郭延良，熊學軍

（1. 深圳中廣核工程設計有限公司，廣東 深圳 518172；2. 自然資源部 第一海洋研究所，山東 青島 266061；3. 自然資源部 海洋環境科學與數值模擬重點實驗室，山東 青島 266061；4. 山東省海洋環境科學與數值模擬重點實驗室，山東 青島 266061；5. 青島海洋科學與技術試點國家實驗室 區域海洋動力學與數值模擬功能實驗室，山東 青島 266237）

南海是西北太平洋最大的邊緣海，地處東亞季風區，夏季和冬季分別盛行西南和東北季風，南海環流季節變化特征明顯[1-3]。南海地形結構復雜，北部陸架寬廣，從臺灣淺灘向西南延伸到北部灣。陸架海區是海洋重要的組成部分, 南海北部陸架海區漁業資源、油氣資源豐富，沿岸工程設施眾多。南海獨特的海盆地形特征及其復雜的多尺度海洋動力過程[4]，使南海成為海洋動力過程研究的理想實驗場。

陸架波是淺海動力學中一種重要的動力學現象，是一種由外部強迫誘導產生的能量集中在大陸架上、受陸架地形和地球自轉共同調制的頻率低于慣性頻率的沿海岸傳播的長波[5-9]。陸架波周期多為數天[10]，波長為101～103km[11-12]，表面風沿岸分量是陸架波生成的主要機制[7-8]。由于陸架波可快速將海水傳播到遠處，改變局地海水運動狀態，因此，陸架波會對局地海洋環境產生重要影響[2,8-9]。南海是世界上受臺風影響最嚴重的海區之一[13-15]，研究發現，臺風伴隨的氣旋性強風向近岸海洋注入巨大的能量，激發出非常顯著的陸架波[16-20], 對海上工程設施安全造成巨大威脅。受制于觀測數據稀缺，臺風陸架波對南海北部陸架海區海洋環境影響的研究相對較少。

本文根據2015 年夏季3 個臺風事件，即“燦鴻”（9 號臺風）、“浪卡”（11 號臺風）和“蘇迪羅”（14號臺風），分析研究了臺風陸架波對南海北部夏季沿岸流的重要影響，以期加強對臺風影響近岸海水運動過程和作用機理的科學認識，并為保障陸架海域工程施工提供重要參考。

1 數 據

本研究所用現場觀測數據為2015 年7 月11 日至8 月11 日于紅海灣內（115°04′16″E，22°41′28″N）處（圖1）的表層海流和水位觀測數據，表層流和水位觀測儀器分別為安德拉海流計（型號：RCM9MK II）和RBR 水位儀（型號：TGR-2050），觀測時間分辨率為10 min。臺風軌跡和強度數據來源于中國氣象局最佳軌跡數據集[21]，該數據集包含至少每6 h 一次的臺風中心經緯度信息以及2 min 平均的最大風速和臺風中心最低海面壓強數據。臺風過程中的海流和海面高度數據來源于HYCOM（HYbrid Coordinate Ocean Model）GLBv0.08 數據集[22]，該數據集的時間分辨率為3 h，空間分辨率為0.08°×0.08°。海面高度數據來源于哥白尼海洋環境觀測服務（Copernicus Marine Environment Monitoring Service）提供的衛星遙感4 級全球網格化數據產品[23]，該數據集時間分辨率為1 d，空間分辨率為0.25°×0.25°。表層流場數據來源于美國宇航局噴氣推進實驗室（NASA Jet Propulsion Laboratory）提供的每5 d 一次的OSCAR（Ocean Surface Current Analyses Real-time）[24]數據集，該數據集的空間分辨率為（1/3）°×（1/3）°。氣候態平均的7 月至8 月（下文稱夏季）海面高度場和表層流場由1993 年至2016 年的海面高度數據和OSCAR 表層流數據計算得到。本文研究過程中所使用的觀測和模擬數據均濾掉了潮周期和日變化信號。沿海選取8 個采樣點P1～P8 用于分析數據集中反映出的臺風陸架波傳播信號。

圖1 氣候態平均的夏季海洋流場和海面高度及2015 年夏季影響華南沿海的主要臺風過程Fig. 1 Climatological current and sea surface height in summer and typhoons influencing the offshore of South China in summer of 2015

夏季氣候態平均的海面高度及流速大于15 cm/s 的表層流場特征如圖1 所示，可以看出，臺灣海峽至華南沿海主要為低水位條帶控制，存在東亞夏季風驅動的從海南島南側海域開始沿華南沿海至臺灣海峽的穩定的東北向沿岸流。2015 年夏季紅海灣內現場持續觀測期間，存在3 次顯著增水和流場轉向過程，發生時間與這期間活躍于西北太平洋的3 個臺風過程重疊，即“燦鴻”（9 號臺風）、“浪卡”（11 號臺風）和“蘇迪羅”（14 號臺風）。為研究臺風陸架波對華南沿岸流的影響過程，考慮到單點觀測無法完整反映臺風對整個流場的影響，本研究利用紅海灣內現場持續水位和海流觀測結果驗證HYCOM 模擬結果，并進一步分析華南沿岸流對臺風過程的響應特征。

對比紅海灣內水位和表層余流觀測結果與HYCOM 模擬結果（圖2）可知，雖然受制于HYCOM所采用的網格分辨率、參數化方案以及線性外插方案等，觀測站位處HYCOM 水位偏低（最大約—0.1 m）、流速偏大（最大約5 cm/s），但對比結果顯示HYCOM 數據較好地重現了觀測期間的水位和流場變化過程。現場觀測期間，成功捕捉到臺風“浪卡”和“蘇迪羅”引起的完整增減水和流場變換過程，以及“燦鴻”后期水位和流場恢復的過程（圖2a 和圖2b）。這些過程在HYCOM 模擬結果中都得到了很好的體現（圖2a 和圖2c）。基于此，本研究認為HYCOM 模擬結果在2015 年夏季臺風過程期間較好地重現了實際海洋環境，適用于研究臺風過程引起的海洋環境變化特征。

圖2 現場觀測與HYCOM 模擬水位變化比較及觀測和模擬的表層余流矢量序列Fig. 2 Comparisons of observations with HYCOM simulations in sea level changes,and the observed and simulated residual flows at sea surface

2 水位響應特征

由臺風“燦鴻”“浪卡”和“蘇迪羅”前期、中期和后期華南沿海的海平面高度變化過程（圖3）可知：臺風前期（圖3a、圖3d 和圖3g），臺灣海峽大陸近岸出現海平面上升信號，前期上升幅度較小。“燦鴻”前期海平面高度上升＜2 cm；受“燦鴻”影響，“浪卡”前期時上升信號并不明顯；“蘇迪羅”途經臺灣海峽，前期導致的近岸增水最大，可達8 cm。中期時（圖3b、圖3e 和圖3h），海平面上升信號覆蓋整個華南沿海近岸海域，3 個臺風造成的增水區域相近，“蘇迪羅”引起的增水最劇烈，最大增水超過50 cm。隨后，陸架波繼續沿岸線向SW 方向傳播，峰值抵近瓊州海峽（圖3c、圖3f 和圖3i）。與此同時，臺風中心伴隨的低值中心出現在臺灣海峽西北。3 個臺風過程中的海平面空間變化特征顯示了臺風陸架波的SW 向傳播過程，伴隨的流場響應特征將在下文進一步詳細討論。

圖3 臺風前期、中期和后期的海面高度變化過程Fig. 3 Sea surface height change in early, middle and late stages of the typhoons

3 流場響應特征

無臺風過程以及3 個臺風前期、中期和后期（臺風各階段時間見圖2）的表層流場平均結果如圖4 所示。由圖4 可知，無臺風期間，華南沿海主要為平行岸線10～50 cm/s 的NE 向流（圖4a），該結果與氣候態平均的夏季結果一致（圖1）。臺風過程前期，在氣旋性風場影響下產生SW 向陸架波流，臺灣海峽及以北海流出現轉向信號，流速約為30 cm/s。瓊州海峽以東華南近岸的NE 向海水運動被明顯抑制，流速銳減為＜5 cm/s（圖4b）。臺風過程中期，控制臺灣海峽以北至整個華南沿海的NE 向海水運動完全被流速為30～50 cm/s 的SW 向海流所置換（圖4c）。臺風過程后期，臺風導致的SW 向陸架波的影響逐漸減弱，NE 向海水運動開始恢復（圖4d）。這一過程與水位變化（圖3）同步，主要原因是臺風伴隨的氣旋式風場引起Ekman 向岸輸運，導致水體向岸堆積，引發水位上升，形成陸架波波源，隨后向SW 方向傳播。

圖4 華南沿岸無臺風期的流場及臺風前期、中期和后期的表層流變化過程Fig. 4 Composite sea surface currents in southern coastal areas of China during non-typhoon period and the early, middle and late stages of typhoons

由臺風過程前后南海近岸處采樣斷面（位置見圖1）的體積通量變化過程的計算結果（正值和負值分別代表NE 向和SW 向的體積通量）可知，在無臺風影響的情況下，近岸沿海為NE 向的體積輸運（圖5a），最大輸運出現在表層10 km 處（＞0.5 m3/s），并沿海底陸坡地形向深處延伸。該結果反映了正常情況下近岸NE 向的海水運動（圖4a）。斷面25 km 處出現的SW 向海水輸運主要由呂宋海峽處黑潮入侵產生的西向流所致。臺風過程前期，SW 向陸架波流首先導致近岸海區和斷面15 km 以外海區的流場反向，近岸海區的SW 向海流信號沿海底陸坡向深處傳播（圖5b）。此時，5～15 km處的表層和次表層仍然存在高值中心＞0.2 m3/s 的體積輸運區，說明臺風前期SW 向海水運動較弱。臺風過程中，SW 向海水輸運占據整個斷面，高值區出現在近岸海區并沿陸坡地形向深處延伸（圖5c）。SW 輸運的最大值接近—0.4 m3/s。臺風后期，陸架波流減弱，上表層重新被NE 向海水運動控制，靠近海底處海流信號變化較慢（圖5d）。

圖5 采樣斷面無臺風期及臺風前期、中期和后期的體積通量變化過程Fig. 5 Volume fluxes across the sampling section during the non-typhoon period and the early,middle and late stages of typhoons

4 陸架波傳播特征

為進一步刻畫臺風期間陸架波在近岸的傳播特征，分析了臺灣海峽至華南沿海8 個采樣點（P1～P8，位置見圖1）的海面高度及經向和緯向表層流的發展過程，結果見圖6。其中，海面高度變化過程中存在受3 個臺風過程影響所產生的明顯增水和臺風過后的海面高度下降信號（圖6a）。臺風引起的近岸增水和流場變化與臺風路徑與樣本點的距離有關。臺風“蘇迪羅”途經臺灣海峽，引起的水位增加最多超過40 cm，引起的SW 向表層流經向和緯向分量均超過—80 cm/s；“燦鴻”位于“蘇迪羅”NE 側，距樣本點略遠，海面高度增加和流場變化略小于前者，增水最大可達30 cm，表層流經向和緯向分量分別為—60 cm/s 和—40 cm/s；“浪卡”路徑基本在135°E 以東，對樣本點的影響最小，引起的海面高度上升約10 cm，表層流變化較小。需要注意的是，樣本點位置處海面高度和表層流對臺風過程的響應時間和時間長度均與臺風路徑、強度等有關，且臺風越強、樣本點距臺風中心越近，臺風影響越大。此外，從各采樣點水位和表層流對臺風過程的響應可以算出，臺風“燦鴻”“浪卡”和“蘇迪羅”引起的陸架波SW 向傳播的速度分別為47.7、35.8 和31.8 km/h，平均傳播速度為38.4 km/h。

圖6 采樣點海面高度及經向、緯向表層流時間變化Fig. 6 Evolution of the sea surface height change and surface zonal and meridional currents

5 結 論

本文通過利用2015 年7 月至8 月華南沿海現場觀測和同期HYCOM 數值同化數據，分析研究了影響華南沿海的3 個臺風過程（“燦鴻”“浪卡”和“蘇迪羅”）引起的華南沿海陸架波過程，主要結論如下。

1）無臺風時，華南近岸主要為夏季風驅動的NE 向海流，流速為10～50 cm/s；近岸沿海為NE向的體積輸運，最大輸運出現在表層離岸10 km 處，沿海底陸坡地形向深處延伸。

2）臺風的氣旋性風場誘導產生局地流場變異，在近岸形成自臺灣海峽以北沿華南沿岸至瓊州海峽的向SW 向傳播的陸架波流，流速為30～50 cm/s；臺風過程中，SW 向海水輸運占據整個斷面，高值區出現在近岸海區并沿陸坡地形向深處延伸。

本研究中3 個臺風引起的陸架波的傳播速度平均為38.4 km/h，伴隨的SW 向海流平均可達30～50 cm/s，引起的最大增水超過50 cm。需要注意的是，臺風陸架波的影響與臺風位置有關，臺風距離研究區域越近，其誘導形成的陸架波對研究區域的影響越大。研究成果可為華南沿海以及南海陸坡等地區的工程設計和施工提供重要參考，為南海夏季環流的季節變化研究提供助力。