韓玉康，周林，吳炎成（.解放軍理工大學(xué)　氣象海洋學(xué)院，江蘇　南京　0；.中國衛(wèi)星海上測(cè)控部，江蘇　江陰　443）

基于HYCOM的南海中尺度渦數(shù)值模擬

韓玉康1，周林1，吳炎成2
（1.解放軍理工大學(xué)氣象海洋學(xué)院，江蘇南京211101；2.中國衛(wèi)星海上測(cè)控部，江蘇江陰214431）

結(jié)合AVISO（Archiving Validation and Interpolation of Satellite Oceanographic Data）高度計(jì)資料，利用改進(jìn)的NERSCHYCOM（Nansen Environmental and Remote Sensing Center-Hybrid Coordinate Ocean Model）大洋環(huán)流模式，對(duì)南海中尺度渦進(jìn)行數(shù)值模擬研究，主要包括中尺度渦的三維結(jié)構(gòu)、南海EKE（Eddy Kinetic Energy,渦動(dòng)動(dòng)能）的垂向變化、黑潮中尺度渦的脫落以及渦旋近岸時(shí)的結(jié)構(gòu)變化等。模式再現(xiàn)了2007年2月-3月菲律賓西側(cè)海域的一次暖渦過程，探究了其生命期中各階段的特征物理量的變化，對(duì)其成熟時(shí)期的渦旋結(jié)構(gòu)研究表明，中尺度渦的結(jié)構(gòu)呈現(xiàn)不對(duì)稱性，渦旋兩側(cè)的流場(chǎng)空間范圍和流場(chǎng)強(qiáng)度均不相同，渦旋的半徑和中心位置隨深度不斷變化，并且由渦旋作用產(chǎn)生的升降流的中心與渦旋自身中心并不重合，二者之間有一定距離。初步探索EKE的垂向分布情況，認(rèn)為南海年平均EKE在垂向變化上呈現(xiàn)三段式，主要部分分布在300m以淺深度，但同時(shí)垂向又能達(dá)到海洋深層。分析了一次黑潮中尺度渦脫落的模式模擬個(gè)例，推測(cè)黑潮中尺度渦脫落原因：黑潮流徑西移、外海中尺度渦對(duì)黑潮的強(qiáng)迫、地形作用，并且結(jié)果表明從黑潮脫落的中尺度渦可以攜帶大量高溫高鹽水體進(jìn)入南海，對(duì)南海的溫鹽性質(zhì)產(chǎn)生很大的影響。初步探索渦旋近岸時(shí)的結(jié)構(gòu)變化，渦旋靠近岸界時(shí)，受岸界擠壓，流速在一段時(shí)間內(nèi)會(huì)增大，繼續(xù)靠近岸界，由于岸界的摩擦、海底的拖曳，導(dǎo)致能量耗散，流速減小，最終渦旋消亡。

中尺度渦；數(shù)值模擬；黑潮；南海

中尺度渦是時(shí)間尺度在數(shù)天至數(shù)月之間、空間尺度在數(shù)十到數(shù)百公里之間的渦旋。中尺度渦以長期封閉的環(huán)流為主要特征，是海洋物理環(huán)境的一個(gè)重要組成部分。它不僅直接影響海洋的溫鹽結(jié)構(gòu)和流速分布，而且蘊(yùn)藏巨大的能量（Robinson，1983），對(duì)海洋動(dòng)能、熱量的輸運(yùn)發(fā)揮著重要作用。因此，中尺度渦自發(fā)現(xiàn)以來就是海洋學(xué)家十分關(guān)注的一個(gè)重要物理現(xiàn)象。

南海大致位于98.5-122.5°E，0-24.5°N之間，是西北太平洋面積最大的一個(gè)半封閉邊緣海，最大水深5 000 m。南海地形相當(dāng)復(fù)雜，并且通過眾多海峽與外海和大洋相連。由于地形復(fù)雜，又是季風(fēng)區(qū)，以及黑潮的作用，南海成為中尺度渦的多發(fā)海域。從南海中尺度渦發(fā)現(xiàn)以來，人們的研究逐步深入。蘇紀(jì)蘭等（1992）、許建平等（1996）對(duì)冬春季呂宋冷渦進(jìn)行了報(bào)道研究，蘇紀(jì)蘭等（1999）報(bào)道了夏季越南外海的越南冷渦。程旭華等（2005）研究表明，南海中尺度渦存在明顯的季節(jié)變化。黃企洲（1994）、方文東等（1997）對(duì)南海南沙海域的冬夏季相反的南沙氣旋式渦和南沙反氣旋式渦做了比較深入的研究分析。

近年來，在南海開展的有利于中尺度海洋過程研究的觀測(cè)越來越多，為中尺度渦過程的研究提供了許多十分寶貴的資料（NaN et al，2011），讓人們對(duì)中尺度渦三維結(jié)構(gòu)的研究更加豐富。Wang等（2012）利用WOA05資料和高度計(jì)資料，分析了南海渦動(dòng)動(dòng)能的季節(jié)變化進(jìn)行，Hu等（2011）利用觀測(cè)資料對(duì)南海西南部的一個(gè)冷渦進(jìn)行研究，探討了其三維結(jié)構(gòu)，Chen等（2010）通過衛(wèi)星高度計(jì)資料和Argo資料相結(jié)合的方式，對(duì)呂宋暖渦的垂向結(jié)構(gòu)及演變過程進(jìn)行了研究。

現(xiàn)場(chǎng)觀測(cè)資料由于觀測(cè)范圍不夠廣、時(shí)間序列不夠長，并且比較稀少，無法得到連續(xù)的海洋信息及其變化。衛(wèi)星遙感僅能提供中尺度渦的海面資料，無法得到海洋下層的信息以及用于海洋表層以下物理過程的研究。而SODA（Simple Ocean Data Assilimation）等再分析資料，雖然比較豐富，但是主要是用于研究世界大洋環(huán)流的大尺度氣候變化的，其時(shí)空分辨率都比較低，不適合于中尺度渦研究。隨著高分辨率海洋環(huán)流模式的不斷發(fā)展，數(shù)值模擬逐漸成為中尺度渦研究的重要手段，越來越受到大家的關(guān)注。Xiu等（2010）利用ROMS模式對(duì)南海1993-2007年間的中尺度渦進(jìn)行了統(tǒng)計(jì)，并與衛(wèi)星高度計(jì)資料進(jìn)行比較，結(jié)果顯示非常接近。Wu等（2007）利用POM模式研究了南海北部中尺度渦，指出呂宋海峽附近產(chǎn)生并向西傳播的中尺度渦與斜壓Rossby波具有相同的傳播速度。

對(duì)于中尺度渦的研究仍然存在很多疑問，例如，黑潮在呂宋海峽是否會(huì)脫落出中尺度渦進(jìn)入南海，如果可以，脫落過程是怎么樣的？中尺度渦在發(fā)生發(fā)展過程中自身能量是如何變化的？中尺度渦與背景場(chǎng)有哪些作用？這些前人已有一部分工作（Wang et al，2008；Zu et al，2013），但是很多問題沒有解決。

本文利用改進(jìn)的挪威版的HYCOM海洋模式，對(duì)南海的中尺度渦現(xiàn)象進(jìn)行數(shù)值模擬研究，并結(jié)合高度計(jì)資料和SODA再分析資料，以期更好地理解和揭示南海中尺度渦的結(jié)構(gòu)特征、能量以及與背景場(chǎng)的相互作用。

1　數(shù)據(jù)和方法

1.1資料介紹

本文采用AVISO提供的2000-2008年9年的T/P、Jason和ERS1/2等衛(wèi)星高度計(jì)融合的海面高度異常（SLA）數(shù)據(jù)。該數(shù)據(jù)采用墨卡托投影，空間分辨率1/3°×1/3°，時(shí)間分辨率7 d，空間覆蓋范圍南北緯82度之間。

SODA是分析1950年至今的上層海洋的溫度、鹽度和海流資料得到的產(chǎn)品。用于同化的資料包括WOA94的溫度、鹽度（MBT、XBT、CTD、站點(diǎn)資料），以及其他水文、海表溫度、海表高度資料?？臻g分辨率1/2°×1/2°，空間范圍75.25°S-89.25°N，0-360°。時(shí)間分辨率逐周。

1.2模式介紹

所用到的模式是由挪威的南森環(huán)境遙感中心基于標(biāo)準(zhǔn)版HYCOM模式而改進(jìn)的NERSC-HYCOM。HYCOM數(shù)值模式是全球海洋環(huán)流模式，最大的特點(diǎn)是采用z坐標(biāo)，sigma坐標(biāo)和等密度坐標(biāo)相結(jié)合的垂向混合坐標(biāo)，即在開闊海域采用等密度坐標(biāo)，在近岸海域采用sigma坐標(biāo)，在混合層和層結(jié)不穩(wěn)定的海域采用z坐標(biāo)。模式的另外一個(gè)特點(diǎn)是嵌入多種湍混合模塊以供選擇，如K-T方案、KPP方案等。近年來，HYCOM模式被廣泛應(yīng)用與大洋和區(qū)域海洋的研究之中。

模式采用嵌套技術(shù)，分為內(nèi)外兩層模式區(qū)域。外部大區(qū)域?yàn)镾20°以北的太平洋，范圍99°E-289°E，20°S-65°N，水平分辨率1/2°×1/2°；內(nèi)部小區(qū)域?yàn)槲鞅碧窖蠛椭袊＃秶?9°E-148°E，10°S-52°N，水平分辨率1/8°×1/8°（圖1）。大區(qū)域邊界采用牛頓松弛邊界，邊界上松弛寬度為20個(gè)網(wǎng)格，時(shí)間松弛尺度為20d。為減小地形劇烈變化產(chǎn)生的計(jì)算不穩(wěn)定，將地形進(jìn)行一次平滑，平滑后的地形避免了大洋中一些復(fù)雜地形海域的地形劇烈變化。中國近海小區(qū)域模式嵌套于1/2°×1/2°分辨率的太平洋區(qū)域模式，每天從大區(qū)域獲取一次邊界條件。

圖1　模式區(qū)域設(shè)置

模式的垂向分層在原模式22層的基礎(chǔ)上進(jìn)行改進(jìn)，設(shè)置為28層，各層的參考目標(biāo)位密值為17.0，17.5，18.0，18.5，19.0，19.5，20.0，20.5，21.0，21.5，22.0，22.5，23.25，24.0，24.75，25.5，26.25，26.65，26.90，27.04，27.17，27.29，27.52，27.65，27.70，27.75，27.78，27.80。前10層的位密值都不大于21.5，使得大部分海域上層的z坐標(biāo)達(dá)到10層，增加上混合層的z坐標(biāo)層數(shù)，提高上混合層分辨率。同時(shí)加密海洋深層的垂向?qū)訑?shù)，提高深層海洋的分辨率。改進(jìn)后的28層模式較先前的22層模式的模擬效果有很大的改進(jìn)。垂向混合方案采用KPP方案。

模式的溫鹽初始場(chǎng)采用了對(duì)極具有高質(zhì)量的PHC（Polar Science Center Hydrographic Climatology）溫鹽資料，該資料是利用Levitus’1998 WOA資料和AOA（the EWG Arctic only climatology）資料處理得來的，PHC與Levitus資料相比在極地地區(qū)分辨率更高。并且在試驗(yàn)中發(fā)現(xiàn)PHC比Levitus資料具有更好的初值穩(wěn)定性。高頻強(qiáng)迫場(chǎng)資料采用了歐洲中心提供的ERA-I（ERA-Interim）資料，該數(shù)據(jù)為ECMWF研制的最新的全球大氣再分析產(chǎn)品高頻強(qiáng)迫資料，該資料覆蓋全球，空間分辨率達(dá)到了0.5°×0.5°，每6 h輸出一次資料，包括風(fēng)場(chǎng)、海表面溫度場(chǎng)、蒸發(fā)降水場(chǎng)、凈海面輻射通量場(chǎng)以及相對(duì)濕度場(chǎng)。

大區(qū)域氣候態(tài)運(yùn)行20年后，模式穩(wěn)定，將第16-20年的結(jié)果作為小區(qū)域的背景場(chǎng)；小區(qū)域氣候態(tài)運(yùn)行5年，模式穩(wěn)定，得到氣候態(tài)結(jié)果；將小區(qū)域第5年的結(jié)果作為模式高頻運(yùn)行的背景場(chǎng)，模式進(jìn)行2000-2008年的高頻強(qiáng)迫，得到結(jié)果。

1.2中尺度渦的判定方法

中尺度渦的形狀通常不是規(guī)則的圓形，受各種地形和海流的影響，中尺度渦的切向速度往往不對(duì)稱，其形狀也是不規(guī)則的圓形或者橢圓形，而且中心位置和形狀也不是一成不變的，這給識(shí)別中尺度渦帶來一定困難。目前，大致有三類識(shí)別中尺度渦的方法：物理參數(shù)法、幾何形狀法和混合法。物理參數(shù)法如 O-W方法 （Okubo，1970；Weiss，1991），通過海表面高度或者溫度場(chǎng)的信息來識(shí)別中尺度渦，將這些物理場(chǎng)以參數(shù)形式表示，當(dāng)該參數(shù)超過一個(gè)閾值時(shí)就識(shí)別為中尺度渦，其缺點(diǎn)是容易誤識(shí)別。幾何形狀法則使用流線上的各點(diǎn)的累計(jì)旋轉(zhuǎn)角度來判別，它首先要將速度場(chǎng)表達(dá)為流線的形式，當(dāng)流線上點(diǎn)的累計(jì)旋轉(zhuǎn)角度值大于等于2π時(shí)則判定為渦旋（Sadarjoen et al，2000）。該方法誤識(shí)別率較小但是計(jì)算量很大，提取速度過慢?；旌戏ㄊ腔趲缀涡螤罘ㄖ系?，邊界確定用的幾何形狀法，但是為了節(jié)省計(jì)算時(shí)間，查找渦旋中心的判據(jù)用SLA的極值代替，這使用到了物理參數(shù)法，因此混合方法是一個(gè)折中的方法，計(jì)算時(shí)間和效果都能得到一定改善，但是仍然會(huì)造成誤識(shí)別。

經(jīng)過大量的試驗(yàn)，同時(shí)考慮到計(jì)算區(qū)域范圍和渦旋的識(shí)別效率，本文采用Nencioli等.（2010）提出的基于流場(chǎng)的中尺度渦自動(dòng)識(shí)別方法對(duì)南海中尺度渦進(jìn)行自動(dòng)識(shí)別，該方法是基于中尺度渦的速度場(chǎng)的一些幾何特征來識(shí)別中尺度渦，因此屬于第二類方法：幾何形狀法。

2　結(jié)果分析

2.1模式模擬效果驗(yàn)證

2.1.1南海流場(chǎng)

分別取2月份和8月份的模式模擬結(jié)果，作為冬季和夏季的南海流場(chǎng)，與SODA資料進(jìn)行比較，驗(yàn)證模式對(duì)南海流場(chǎng)的模擬效果。冬季，受冬北季風(fēng)的作用，整個(gè)南海是被一個(gè)大的氣旋式環(huán)流所控制，海水主要向西南方向流動(dòng)，在南海的西部和北部都有較強(qiáng)的西邊界流。在呂宋海峽，有較強(qiáng)的黑潮海水流入現(xiàn)象，黑潮入侵流進(jìn)入南海后分為兩部分，一部分轉(zhuǎn)向向西流動(dòng)，匯入南海的大的氣旋式環(huán)流中，另一部分繼續(xù)向北，進(jìn)入臺(tái)灣海峽，成為南海暖流的重要組成部分。這與前人的研究結(jié)論是一致的（蔡怡等，1999；張婷婷，2008）。

夏季，在西南季風(fēng)的作用下，南海的環(huán)流形式與冬季大致相反，成一反氣旋式環(huán)流。黑潮水的入侵不如冬季明顯，整個(gè)臺(tái)灣海峽都是自北向南的海水流動(dòng)。在西邊界，向北流動(dòng)的海水在越南東部海域產(chǎn)生分支，形成東北方向的離岸流。與方國洪等（2009），利用改進(jìn)的MOM2模式，模擬計(jì)算得到西邊界流場(chǎng)形式相同。而產(chǎn)生離岸流的位置大約在北緯11度附近，與翟麗等（2004），利用ECOM-si模式得到的數(shù)值結(jié)果相同。這也驗(yàn)證了HYCOM模式的模擬效果。

總的來說，模式對(duì)南海表層環(huán)流的模擬與SODA資料以及前人的已有研究成果十分貼近，其主要環(huán)流特征都得到了很好的體現(xiàn)，驗(yàn)證了模式對(duì)于南海流場(chǎng)具有很好的模擬能力。同時(shí)，HYCOM的模擬結(jié)果也存在一定的不足：黑潮模擬中，黑潮的流幅過窄，流速偏大；南海各個(gè)海峽處的水體流動(dòng)模擬效果不是太好，這可能是受模式分辨率以及地形的分辨率局限所造成的。

2.1.2南海海表面高度場(chǎng)

海表面高度場(chǎng)（SSH）是上層海洋環(huán)流動(dòng)力結(jié)構(gòu)的真實(shí)體現(xiàn)，代表了深度平均流的水平分布，因此對(duì)于海面高度的研究是上層海洋環(huán)流研究的關(guān)鍵問題之一。從圖3可以看出，模式模擬的南海月平均海表面高度異常，與AVISO資料是十分接近的，和Cheng等（2010）的研究結(jié)果相同。冬季，在Ekman輸運(yùn)的作用下，海水在西海岸堆積，海面高度升高，特別是泰國灣海域最為明顯。最低的海表面高度異常出現(xiàn)在南海深海盆的東北部，呂宋海峽的西南側(cè)，可以達(dá)到-15cm左右。其次，在越南東南海域，也存在一海表高度的異常負(fù)值，強(qiáng)度較弱，在-7.5cm到-10cm之間。說明冬季在呂宋海峽西南側(cè)和越南東南部海域有較強(qiáng)的中尺度現(xiàn)象。在這兩個(gè)異常負(fù)值之間，越南東部，存在一海表面高度的異常正值，在5cm左右。

模式模擬結(jié)果和AVISO資料之間也存在一定的差異，在南海北部，模式的模擬結(jié)果數(shù)值偏低，而在南海南部，AVISO資料顯示有很大一部分海域存在-5cm左右的海表面高度異常，而模式并沒有模擬出來。模擬存在誤差的可能原因是AVISO資料的海表高度異常的時(shí)間序列為1993年至今，而模式資料時(shí)間范圍是2000-2008年，海表面高度異常的年際變化信號(hào)在一定程度上被濾掉了。其次，在某些海表面高度變化微弱的海域，衛(wèi)星資料的信號(hào)誤差是模式與觀測(cè)不一致的因素之一（Simth et al，2000）。夏季與冬季南海海表面高度異常的形式相反，在呂宋海峽西南海域以及越南東南部海域，都存在海表面高度的正的異常，南海東部海表面高度要高于西部海域。

圖2　2月份和8月份南海表層流場(chǎng)（單位，m/s）（左圖為SODA資料結(jié)果，右圖為HYCOM模式結(jié)果）

2.2渦旋的三維結(jié)構(gòu)

中尺度渦的三維結(jié)構(gòu)一直都是人們研究的熱點(diǎn)問題。Peng等（2012），Guan等（2012），林夏艷等（2013）分別利用不同海洋模式通過數(shù)值模擬的方法來分析中尺度渦的三維結(jié)構(gòu)，這些研究都大大加深了人們對(duì)于三維中尺度渦的認(rèn)識(shí)。受林夏艷的方法啟發(fā)，本文將其用于HYCOM海洋模式，對(duì)菲律賓西側(cè)海域的一次中尺度暖渦過程進(jìn)行研究探討。

圖3　HYCOM模式模擬和AVISO資料的南海月平均海表面高度異常（單位，m）（左圖為2月份，右圖為8月份）

2.2.1渦旋的演變過程

（1）渦旋過程的模式再現(xiàn)

從圖4中可以看出，模式模擬的流場(chǎng)、渦旋與高度計(jì)資料結(jié)果有很好的時(shí)空匹配性，在局部區(qū)域和一些細(xì)節(jié)之處有所差異。從模式模擬的結(jié)果來看，該暖渦產(chǎn)生于2007年2月7日，歷時(shí)6個(gè)多周，在2月28日達(dá)到強(qiáng)盛時(shí)期，在3月21日消亡。渦旋位置位于菲律賓西側(cè)海域，整個(gè)過程中渦旋略向西移動(dòng)，但是整體還是在此區(qū)域，平均位置東經(jīng)118.75度，北緯15.25度。從高度計(jì)資料結(jié)果來看，渦旋西行的移動(dòng)速度和距離比模式模擬結(jié)果稍大，平均位置東經(jīng)118.00度，北緯15.25度，渦旋的生命周期和發(fā)展過程與模式模擬較好的吻合。綜上所述，模式基本能夠?qū)Υ舜沃谐叨扰瘻u過程有比較好的模擬。

（圖待續(xù)）

圖4　菲律賓西部海域一次暖渦過程的數(shù)值模擬與高度計(jì)觀測(cè)（左側(cè)是高度計(jì)結(jié)果，右側(cè)是模式結(jié)果；彩色填充部分是海表面高度異常（單位：cm），矢量是地轉(zhuǎn)流，黑線代表渦旋邊界，☆代表渦旋中心位置）

圖5　渦旋生命期中的特征物理量變化（藍(lán)色虛線表征物理量在整個(gè)生命過程的均值）：（a）渦動(dòng)動(dòng)能，單位cm2/s2；（b）能量密度，單位cm2/s2/km2；（c）剪切形變、拉伸形變，單位10-6/s；（d）渦度，單位10-6/s

（2）特征物理量的變化

圖5為渦旋生命過程中各物理特征量隨時(shí)間的變化。

其中U，V分別是渦旋緯向和經(jīng)向的速度；

圖a可以看出，在渦旋整個(gè)生命期中，渦動(dòng)動(dòng)能隨時(shí)間先變大，在渦旋生命中期達(dá)到最大，在450 cm2/s2附近，隨后不斷減小，直至渦旋消亡，分布基本呈拋物線形狀，渦動(dòng)動(dòng)能的平均值在305 cm2/s2左右。圖b是渦旋的能量密度隨時(shí)間的變化。渦旋生命初期，半徑不斷增大，但是渦旋的渦動(dòng)動(dòng)能增加速度很慢（如圖a），因此能量密度在初期有一個(gè)減小的過程；渦旋生命中期，半徑基本不再變化，而此時(shí)渦旋的渦動(dòng)動(dòng)能仍不斷增加，致使渦旋的能量密度不斷增加；渦旋生命后期，半徑不斷減小，渦動(dòng)動(dòng)能也不斷減小，二者同步變化，而能量密度幾乎不變，最后穩(wěn)定在0.425 cm2/s2km-2附近，整個(gè)渦旋生命期能量密度的均值大約為0.034 cm2/s2km-2。圖c的2個(gè)物理量表征渦旋的形變信息?？梢钥闯黾羟泻屠煨巫兊恼?fù)和大小在渦旋的整個(gè)生命過程中都不斷變化，表征渦旋并不是一成不變的，形狀不斷改變而不是保持圓形。圖d是渦旋的渦度隨時(shí)間的變化。可以看出渦度有兩個(gè)較大值，一次出現(xiàn)在渦旋初期，大約-6.8×10-6s-1，一次出現(xiàn)在渦旋的衰退消亡期，大約為-0.75×10-6s-1。在渦旋生命中期渦度較小，最小值為-2×10-6s-1。渦旋整個(gè)生命過程的渦度先減小后增大，均值為-4.25×10-6s-1。

2.2.2渦旋的三維結(jié)構(gòu)

為更清楚的認(rèn)識(shí)此次中尺度渦過程，本文利用HYCOM模式資料，對(duì)渦旋在強(qiáng)盛時(shí)期（2007年2 月28日）的三維結(jié)構(gòu)進(jìn)行研究分析。我們的模式識(shí)別方法在250 m深度以下不再能夠識(shí)別出中尺度渦結(jié)構(gòu)，所以我們認(rèn)為此時(shí)渦旋的垂向深度為250 m。

（1）流場(chǎng)結(jié)構(gòu)

從圖6中可以看出，渦旋流場(chǎng)，無論是經(jīng)向流速還是緯向流速，都具有同一個(gè)特點(diǎn)：不對(duì)稱，包括流場(chǎng)空間范圍不對(duì)稱和流場(chǎng)強(qiáng)度不對(duì)稱，與Chu等通過探溫儀得到的情況相類似（1998）。在圖a中，渦旋南側(cè)流場(chǎng)范圍較窄，而北側(cè)較寬；南北兩側(cè)最大流速均為0.3 m/s，南側(cè)最大流速只出現(xiàn)在海洋表層一小部分，北側(cè)的最大流速大部分出現(xiàn)在海表面以下位置，而且范圍較大。在圖b中，緯向流速的結(jié)構(gòu)不對(duì)稱更加明顯，渦旋西側(cè)流場(chǎng)范圍寬廣，最大流速0.3 m/s只出現(xiàn)與海洋表層很小區(qū)域，0.1 m/s等值線只達(dá)到海面以下125 m深度；渦旋東側(cè)流場(chǎng)范圍較小，只為西側(cè)部分的一半，最大流速0.3 m/s并不在海洋表層，而是出現(xiàn)在50 m深度附近，0.1 m/s等值線達(dá)到海面以下200 m深度，比西側(cè)深75 m。

圖6　流場(chǎng)剖面圖（單位，m/s）:（a）沿119oE斷面流速u，正值代表方向向東；（b）沿15oN斷面流速v，正值代表方向向北

（2）半徑和中心位置

圖7　渦旋半徑和中心位置隨深度的變化（a）渦旋半徑隨深度的變化，o代表模式的計(jì)算層；（b）渦旋中心位置隨深度的變化，·代表渦旋中心的經(jīng)度，☆代表渦旋中心的緯度

從圖7可以明顯看出，渦旋的半徑和中心位置都隨深度不斷變化。圖a中，在海表面渦旋的半徑為62 km，在海面以下15 m渦旋半徑突然增大，約為77 km。隨著深度繼續(xù)加深，渦旋半徑逐漸減小，至250 m深度，渦旋半徑達(dá)到最小，為45 km。整個(gè)渦旋的形狀上大下小，像一個(gè)碗狀（Dong et al，2012）。圖b中，渦旋中心位置從上到下并不垂直。中心經(jīng)度隨著深度基本呈減小形式，從118.75°E到118.125°E，表明渦旋隨深度增加向西偏移；中心緯度在50 m以淺，隨深度減小，50 m以深隨深度而增大，表明渦旋隨深度增加先向南側(cè)偏移，再向北側(cè)偏移。綜合來看，渦旋隨深度增加先向西南偏移，再向西北偏移。

（3）溫鹽結(jié)構(gòu)

圖8　渦旋的溫鹽剖面結(jié)構(gòu)（a）沿15°N溫度斷面，單位℃；（b）沿15°N鹽度斷面，單位PSU

圖8為沿15°N的溫鹽剖面，受中尺度渦作用，溫度和鹽度等值線都向深層彎曲。如果把22℃等溫線定義為溫躍層的深度，在渦旋中心，22℃等溫線位于115 m深度，在渦旋邊緣位于85 m深度，同一深度，渦旋內(nèi)外，具有1.5℃左右的溫度差異，和0.15 PSU左右的鹽度差異。由于升降流量級(jí)很小，難以直接觀測(cè)，并且在診斷計(jì)算時(shí)也會(huì)因插值、差分和邊界的選取而產(chǎn)生很大的誤差（楊少磊，2008），所以有很多學(xué)者通過溫鹽等海洋物理要素的分布情況來研究升降流現(xiàn)象（許金電等，2013；蔡尚湛等，2010），如果采用這種方法，下降流的中心應(yīng)該位于溫鹽等值線的最低點(diǎn)。從此次渦旋的溫鹽結(jié)構(gòu)來看，從50 m深度到200 m深度，下降流中心從118.75°E向東偏至119.25°E。而圖6已得出結(jié)論，渦旋中心在50 m深度到200 m深度之間，是從118.6°E向西偏至118.125°E，可見渦旋導(dǎo)致的下降流中心與渦旋中心并不重合，而是相距一定距離。張慶華等（2002）通過計(jì)算認(rèn)為上升流在離開中心某一距離處最大，而渦旋中心仍然存在上升流，同時(shí)喬方利等（2008）在對(duì)東海冷渦的研究過程中也指出上升流在離開渦旋一定距離處最大，這些與本文所得結(jié)果一致。南海中尺度渦升降流情況和東海是否相同，模式模擬結(jié)果與實(shí)際是否一致，這還有待進(jìn)一步研究。

2.2.3南海EKE的垂向變化

中尺度渦在海洋能量交換中扮演著重要角色，其渦動(dòng)動(dòng)能（EKE）占據(jù)了海洋表層地轉(zhuǎn)流場(chǎng)動(dòng)能的90%。人們對(duì)各個(gè)大洋的中尺度渦渦動(dòng)動(dòng)能都進(jìn)行了很多探索。何忠杰（2007）對(duì)西北太平洋副熱帶逆流區(qū)的中尺度渦渦動(dòng)動(dòng)能進(jìn)行研究，認(rèn)為該海域渦動(dòng)能主要分布在22°N附近，冬夏季渦動(dòng)能較高，冬季最低。張文霞等（2011）研究了南極繞極流區(qū)的渦動(dòng)能的年際變化，得到其原因是南半球環(huán)狀模相關(guān)的風(fēng)應(yīng)力變化。近些年，對(duì)于南海的此項(xiàng)研究也越來越多，并取得了很多成果（Chen et al，2009；2010），使人們對(duì)中尺度渦渦動(dòng)動(dòng)能得到了進(jìn)一步的了解。但是，至今為止，認(rèn)為對(duì)于渦動(dòng)能的研究僅僅局限于海洋表層，對(duì)其垂向分布的研究十分稀少，認(rèn)識(shí)不足。本文受王大奎等（2011）研究的啟發(fā)，利用HYCOM模式模擬結(jié)果，對(duì)南海中尺度渦動(dòng)能的垂向變化作一簡單探索。

圖9　南海EKE的垂向變化（實(shí)線表示EKE，虛線表示EKE變化的斜率）

圖9是南海整個(gè)海域1 000 m以淺，中尺度渦年平均的渦動(dòng)動(dòng)能隨深度的變化?？梢钥闯鰪谋韺又辽顚? 000 m深處，EKE隨深度增加而減小，整個(gè)過程可以分為3部分。第一部分，從海面至100m深度，EKE的值從310 cm2/s2減小到125 cm2/s2，并且呈線性遞減關(guān)系，遞減率每米1.85 cm2/s2。第二部分，從300 m深度至1 000 m深度，也是呈線性遞減關(guān)系，從35 cm2/s2減小到10 cm2/s2左右，遞減率每米0.036 cm2/s2，在這一段深度，EKE已經(jīng)很小，并且隨深度減小也很慢了。第三部分，介于上述二者之間，100 m至300 m深度，EKE從125 cm2/s2減小到35 cm2/s2，遞減呈非線性形式，遞減率由1.85 cm2/s2減小到每米0.036 cm2/s2。

從上圖還可以看出，一方面EKE主要分布在海洋上層海表面至300 m深度，300 m以深，EKE的值和變化都很??；另一方面渦動(dòng)動(dòng)能所能達(dá)到的垂向深度也較深，在1 000 m出仍然有一部分存在。本文HYCOM模式的模擬結(jié)果與王大奎等ROMS的模擬結(jié)果基本一致。

2.3黑潮的中尺度渦脫落

近年來，就上層水交換而言，人們逐漸認(rèn)識(shí)到黑潮在呂宋海峽的行為在很大程度上是一個(gè)中尺度問題。水團(tuán)分析的結(jié)果表明，南海北部海域經(jīng)常觀測(cè)到接近黑潮水水體性質(zhì)，而明顯有別于周邊水體的高溫高鹽水。但這種特征并非完全由水團(tuán)的平均流輸運(yùn)所導(dǎo)致，進(jìn)一步的分析表明，黑潮水體以高頻渦動(dòng)的方式逸入南海內(nèi)部是其影響南海的重要方式之一（Wang et al，2008；李燕初等，2002；Jia et al，2004）。

2.3.1黑潮侵入南海

圖10給出了呂宋海峽的緯向速度的垂向斷面，圖a為Liang等（2003）1991-2000年的觀測(cè)結(jié)果，圖b為本文HYCOM模式的模擬結(jié)果?？梢钥闯觯诔痹趨嗡魏{的侵入與流出主要是在海峽的北半部分，20°N-22°N，海峽南半部分流速很小，在此不做討論。黑潮水的侵入主要在20°N-21.25°N，300 m以淺流速基本大于0.1 m/s，最大流速達(dá)到0.4 m/s。本文模擬結(jié)果與前人觀測(cè)結(jié)果基本形式一致，但最大流速的位置有所差別，由100 m深度層一直延伸至海表面。在出流部分，21.25°N-22°N，本文模擬的出流強(qiáng)度0.4 m/s，比前人觀測(cè)結(jié)果大0.1 m/s左右。存在差異的可能原因：觀測(cè)結(jié)果時(shí)間為1991-2000年，而模式結(jié)果的時(shí)間為2000-2008年，其中一部分差異是由于流場(chǎng)的年際差異造成的。

圖10　呂宋海峽300 m以淺流速垂向斷面（單位，m/s）（a）Sb-ADCP 1991-2000年觀測(cè)結(jié)果；（b）HYCOM模式結(jié)果

綜上所述，HYCOM模式對(duì)黑潮侵入南海和出流的模擬都是比較好的，可以較好刻畫出南海和黑潮在呂宋海峽水體交換的位置和強(qiáng)度。

2.3.2中尺度渦脫落過程

因?yàn)閷?shí)測(cè)資料的缺乏，渦旋脫落現(xiàn)象的難以捕捉等原因，中尺度渦從黑潮脫落這個(gè)問題至今還沒有詳實(shí)、充分的實(shí)測(cè)資料來用以研究。鑒于這點(diǎn)，本文單純從模式模擬的角度來對(duì)這個(gè)問題進(jìn)行探討。通過模式模擬出的一次2月至3月份的，為時(shí)40 d左右的黑潮中尺度渦脫落現(xiàn)象，來初步探討中尺度渦從黑潮脫落進(jìn)入南海的過程和可能的動(dòng)力機(jī)制，以及其進(jìn)入南海后對(duì)南海溫、鹽場(chǎng)的影響，增進(jìn)對(duì)黑潮水侵入南海這一海洋物理現(xiàn)象的認(rèn)識(shí)。

如圖11所示，本文將此次中尺度渦脫落過程共劃分為五個(gè)階段，時(shí)間分別表示為第10 d、第20 d、第25 d、第30 d和第40 d。剛開始，黑潮流徑正常，在臺(tái)灣島南段，有一部分黑潮水進(jìn)入南海，后分為兩部分：一部分沿臺(tái)灣島西側(cè)繼續(xù)北上，進(jìn)入臺(tái)灣海峽，成為臺(tái)灣暖流的重要組成部分；另一部分轉(zhuǎn)向西行，進(jìn)入南海。第10 d，黑潮流徑開始發(fā)生彎曲，在臺(tái)灣島南側(cè)形成圓弧形狀。第20 d，黑潮流徑彎曲加強(qiáng)，在21°N和22°N之間，伸出一條高SSH水舌，形成流套；同時(shí)黑潮主軸彎曲進(jìn)入南海中。第25 d，黑潮流套繼續(xù)向西伸展，最西端達(dá)到東經(jīng)118.5度以西，并向中尺度渦旋轉(zhuǎn)變；同時(shí)，黑潮流軸恢復(fù)正常，直接跨越呂宋海峽而不進(jìn)入南海。第30 d，中尺度渦生成，并從黑潮脫落。第40 d，中尺度渦繼續(xù)向西移動(dòng)，進(jìn)入南海，繼續(xù)發(fā)展。綜上所述，此次中尺度渦的脫落過程，可以歸納為以下5個(gè)階段：流軸彎曲、流套形成、流套-中尺度渦轉(zhuǎn)化、中尺度渦形成并脫落、進(jìn)入南海。渦旋從第25 d到第40 d，向西移動(dòng)約1.5個(gè)經(jīng)度，平均移動(dòng)速度為11 cm/s左右，與郭景松等（2013）通過Argos浮標(biāo)資料得到的脫落渦旋的西移速度10 cm/s十分接近。

圖11　一次中尺度渦旋從黑潮脫落過程（海表面高度單位，m；☆代表渦旋形成后的中心位置）

對(duì)于產(chǎn)生此次黑潮中尺度渦脫落的動(dòng)力機(jī)制，我們主要考慮了流場(chǎng)、外海渦旋以及地形等因素。第一是黑潮流軸的季節(jié)變化（如圖2）。冬季黑潮流軸西移，在呂宋海峽北部，可以達(dá)到東經(jīng)121度以西，為黑潮流的一部分掠過臺(tái)灣海峽南端，形成流套創(chuàng)造了條件。第二，黑潮東側(cè)西行的中尺度渦強(qiáng)迫影響。從圖中可以看出，黑潮東側(cè)西行的中尺度渦，到達(dá)呂宋海峽東側(cè)時(shí)，受黑潮的阻擋，不能繼續(xù)西行進(jìn)入南海。但是卻將自身的一部分能量或者說不穩(wěn)定的擾動(dòng)，傳遞到黑潮，黑潮對(duì)中尺度擾動(dòng)具有不穩(wěn)定性，迫使其流軸彎曲，形成流套。第三，海底地形的影響。臺(tái)灣海峽南端是水深較淺的恒春海脊，由于地形的抬升作用，使黑潮的能量和不穩(wěn)定擾動(dòng)在上層加強(qiáng)，進(jìn)一步促進(jìn)了流套的發(fā)展以及中尺度渦的形成。而海峽南側(cè)水深較深，地形對(duì)上層海水的影響比較小。除此之外，可能黑潮的斜壓不穩(wěn)定、冬季強(qiáng)勁的冬季風(fēng)、其他海洋物理過程的影響等條件也可能是黑潮中尺度渦旋脫落的重要原因，對(duì)此本文尚未做研究。

2.3.3黑潮脫落的中尺度渦對(duì)南海溫、鹽場(chǎng)的影響

由于黑潮水與南海水體在溫、鹽性質(zhì)方面存在很大的差異，因此，從黑潮中脫落的中尺度渦，攜帶黑潮的高溫高鹽水體，必定會(huì)對(duì)南海海洋環(huán)境，尤其是臺(tái)灣海峽南端和中國大陸沿岸海域，產(chǎn)生很大的影響。此次脫落過程階段較多，由于文章篇幅所限，本文主要關(guān)注中尺度渦脫落進(jìn)入南海以后的溫鹽場(chǎng)變化，也就是上述階段的最后一個(gè)，對(duì)脫落過程中的變化不做一一研究。

如圖13.a所示，此次過程對(duì)南海溫度場(chǎng)的影響在海洋表層很難看出，整個(gè)表層幾乎都是25℃以上的水體。從經(jīng)向或者緯向斷面來看，以北緯21.25°，東經(jīng)117.5°為中心，周圍有很大一部分水體溫度明顯高于附近海水，也就是說脫落的渦旋造成了臺(tái)灣海峽南端上層的水體升溫。從圖b來看，這部分水體的溫度性質(zhì)與121°E以東的黑潮流域海水十分相近，但是，這些高溫水體的出現(xiàn)，是渦旋從黑潮攜帶而來的還是暖渦的下沉運(yùn)動(dòng)導(dǎo)致的，我們還不能定論，需要結(jié)合鹽度場(chǎng)進(jìn)一步分析。

圖12　溫度斷面分布（單位：℃）（a）東經(jīng)117.5度斷面溫度分布；（b）北緯21.25度斷面溫度分布

如圖13.b所示，與高溫海水的中心相吻合，在此區(qū)域的海水呈現(xiàn)出高鹽的特性，特別是在海面以下50 m至300 m之間，最大鹽度值達(dá)到34.7 PSU。但是這個(gè)區(qū)域的海洋50 m以上及其附近海域，鹽度都是要低于34.5 PSU的，也就是說，這些高鹽水體不是由于下沉流導(dǎo)致的，而是由脫落的中尺度渦從黑潮流域攜帶而來的，解決了我們?cè)谏衔乃岢龅膯栴}。圖14為渦旋內(nèi)部水體和渦旋周圍的南海水體的T-S點(diǎn)聚圖。可以看出，在海洋上層，渦旋水體和南海水體的溫鹽性質(zhì)存在很大差異，渦旋內(nèi)部水體相對(duì)于南海水體具有高溫高鹽的性質(zhì)，也驗(yàn)證了上文的結(jié)論，二者不是同一水體。

同時(shí)，也發(fā)現(xiàn)圖13中，在海面到100 m之間，圍繞在高鹽水體的周圍，存在一圈鹽度很低的水體。結(jié)合流場(chǎng)以及渦旋的運(yùn)動(dòng)來看，這些水體是由于渦旋表層的高速旋轉(zhuǎn)，將呂宋島西北海域的低鹽海水吸入渦旋中來的，并伴隨渦旋向西移動(dòng)。而渦旋的深層，由于旋轉(zhuǎn)速度較慢，因此并沒有將低鹽水吸入。

綜上所述，從黑潮脫落的中尺度渦，將黑潮高溫高鹽的水體帶入南海，并且還吸入了一定量的呂宋島西北部海域的低鹽水體。這些水體將對(duì)南海溫、鹽場(chǎng)產(chǎn)生很大的改變，甚至因此改變其他的海洋物理過程。

圖13　鹽度斷面分布（單位，PSU）：（a）東經(jīng)117.5度斷面鹽度分布；（b）北緯21.25度斷面鹽度分布

圖14　渦旋內(nèi)外水體的T-S點(diǎn)聚圖

（紅點(diǎn)代表渦旋內(nèi)部水體，藍(lán)點(diǎn)代表渦旋外部，既南海水體，黑線代表其平均狀態(tài)）

2.4渦旋進(jìn)入淺水、近岸的結(jié)構(gòu)變化

中尺度渦并不是一個(gè)孤立的系統(tǒng)，它時(shí)刻與外界有著相互作用。一方面，中尺度渦可以攜帶熱量和動(dòng)能，并輸送物質(zhì)（Benitez et al，2007），影響海洋的物理環(huán)境；另一方面，中尺度渦在發(fā)生發(fā)展過程中也不斷與外界發(fā)生作用，例如渦渦相互作用（Zhangetal，2013）、渦流相互作用（馬文龍，2013）以及岸界對(duì)中尺度渦產(chǎn)生影響（Frolov et al，2004）等等。所以對(duì)于中尺度渦的研究，離不開渦旋與其周圍環(huán)境的相互作用。早期的研究就認(rèn)為海岸、邊界對(duì)中尺度渦具有耗散作用，Wright等對(duì)大西洋的研究中指出，其西邊界區(qū)域的海底地形拖曳是渦場(chǎng)能量耗散的主要原因（Wright et al，2012）。但目前針對(duì)南海中尺度渦的耗散作用的研究很少，在南海，海岸、邊界會(huì)對(duì)中尺度渦產(chǎn)生什么樣的影響，渦旋的結(jié)構(gòu)會(huì)產(chǎn)生怎樣的改變，人們還很不清楚。

本文通過將模式資料與高度及資料對(duì)比，找出2008年8月13日到2008年10月8日，在海南島南部海域的一次中尺度渦過程，對(duì)此開展研究。此次中尺度渦過程共歷時(shí)8個(gè)周，在2008年9月3日靠近海岸附近，并且達(dá)到渦旋發(fā)展的最強(qiáng)期。圖15為9月3日的模式流場(chǎng)和高度計(jì)流場(chǎng)圖。從圖中可以看出，相比高度計(jì)資料，模式模擬整體效果較好，渦旋中心位置向東偏離約0.75度左右。

圖15　近岸中尺度渦流場(chǎng)（圖中☆代表本時(shí)刻9月3日的渦旋中心位置，·代表下一時(shí)刻9 月10日渦旋中心位置，高度計(jì)資料只畫水深大于100m的區(qū)域）：（a）模式模擬結(jié)果；（b）高度計(jì)資料結(jié)果

圖16　沿渦旋中心的速度剖面（單位，m/s）：（a）9月3日緯向速度u；（b）9月3日經(jīng)向速度v；（c）9月10日緯向速度u；（d）9月10日經(jīng)向速度v

如圖16的a，b所示，從9月3日沿渦旋中心的垂向速度剖面來看，緯向速度u和經(jīng)向速度v具有相同的特點(diǎn)：靠近海岸、淺水的一半，相對(duì)于遠(yuǎn)離海岸的一半，流場(chǎng)范圍較小，流速較大。圖a中，速度u在近岸側(cè)達(dá)到0.5 m/s，而離岸側(cè)大部分區(qū)域在0.2 m/s左右；圖b中，速度v在近岸側(cè)也達(dá)到0.5m/s，而在離岸側(cè)最大速度只達(dá)到0.3 m/s。原因可能是渦旋靠近海岸，受到岸界的擠壓，導(dǎo)致近岸側(cè)流場(chǎng)空間范圍減小，空間范圍被壓縮以后導(dǎo)致了流速的加快。

從海表面流場(chǎng)圖（圖15）中可以看出，從9 月3日到9月10日，渦旋的移動(dòng)方向?yàn)槲髂戏较?，這樣，渦旋北側(cè)遠(yuǎn)離海南島岸界，而東側(cè)更加靠近越南岸界。對(duì)比圖16的a圖與c圖，可以看出，渦旋北側(cè)開始遠(yuǎn)離岸界，不再受岸界擠壓，流場(chǎng)空間和渦旋結(jié)構(gòu)都恢復(fù)相對(duì)正常狀態(tài)，只是流速減小。對(duì)比b圖與d圖，可以看出，渦旋的西側(cè)更加靠近岸界，海岸的擠壓更加嚴(yán)重，流場(chǎng)空間變得更小，但是流速并沒有隨空間的縮小而增大，反而不斷減小。

綜合以上現(xiàn)象，本文推測(cè)，中尺度渦在靠近海岸、淺水時(shí)，受岸界擠壓，近岸側(cè)流場(chǎng)空間會(huì)壓縮，流速在一段時(shí)間內(nèi)會(huì)增大；當(dāng)渦旋繼續(xù)靠近海岸，流場(chǎng)空間會(huì)不斷被壓縮，同時(shí)，由于岸界的摩擦增大，海底的拖曳強(qiáng)度加大，對(duì)中尺度渦的能量會(huì)產(chǎn)生很大的耗散作用，導(dǎo)致渦旋流速減小，最終致使渦旋消亡。

3　結(jié)論與展望

本文利用HYCOM海洋模式，對(duì)南海中尺度渦進(jìn)行數(shù)值模擬，研究中尺度渦旋的三維結(jié)構(gòu)和能量，分析了一次黑潮中尺度渦脫落的模式模擬個(gè)例，以及其對(duì)南海溫鹽場(chǎng)的影響，并對(duì)渦旋近岸時(shí)的結(jié)構(gòu)變化問題作了簡單探尋，得到如下結(jié)論：

（1）本次渦旋生命過程中，各特征物理量的變化趨勢(shì)：EKE先變大后減?。荒芰棵芏认茸冃?，再變大，最后基本保持不變；剪切形變和拉伸形變的正負(fù)和大小都不斷變化；渦度基本先減小再變大。

（2）中尺度渦的結(jié)構(gòu)呈現(xiàn)不對(duì)稱性，并且渦旋的半徑和中心位置都會(huì)隨深度而變化；由渦旋作用產(chǎn)生的升降流的中心與渦旋中心并不完全重合，二者之間有一定距離。

（3）南海EKE隨深度的變化呈現(xiàn)為三段式，主要部分分布在300m以淺深度，但同時(shí)垂向又能達(dá)到海洋深層。

（4）黑潮中尺度渦脫落原因可能有以下三點(diǎn)：黑潮流徑西移，外海中尺度渦對(duì)黑潮的強(qiáng)迫，地形作用。渦旋從黑潮脫落，會(huì)將高溫高鹽水體帶入南海，對(duì)南海溫鹽性質(zhì)產(chǎn)生很大影響。

（5）中尺度渦靠近岸界時(shí)，受岸界擠壓，流速在一段時(shí)間內(nèi)會(huì)先增大；繼續(xù)靠近岸界，由于岸界的摩擦，海底的拖曳，導(dǎo)致能量耗散，流速減小，最終渦旋消亡。

中尺度渦在海洋中十分豐富，它對(duì)海洋的物理環(huán)境以及能量都有著很大的影響。但是由于資料的稀少，人們對(duì)中尺度渦的結(jié)構(gòu)、能量以及其他很多方面的研究都還很不成熟，還是一個(gè)個(gè)待解之謎。今后會(huì)對(duì)本文中提出的問題和觀點(diǎn)做進(jìn)一步的研究和證實(shí)，增進(jìn)對(duì)中尺度渦的更加全面的認(rèn)識(shí)。也相信隨著資料的豐富，模式的改進(jìn)，人們研究的深入，在不久的將來，一定能夠解開海洋中尺度渦之謎。

Benitez C R,Bidigare R R,Dickey T D,et al,2007.Mesoscale eddies drive increased silica export in the subtropical Pacific ocean. Science,316:1017-1021.

Chen G X,Hou Y J,Chu X Q,et al,2009.The variability of eddy kinetic energy in the South China Sea deduced from satellite altimeterdata. Chinese Journal of Oceanology and Limnology,27（4）:943-954. Chen G X,Hou Y J,Chu X Q,et al,2010.Vertical structure and evolution of the Luzon Warm Eddy.Chinese Journal of Oceanology and Limnology,28（5）:955-961.

Cheng X H,Qi Y Q,2010.Variations of Eddy Kinetic Energy in the South China Sea.Journal of Oceangraphy,66:85-94.

Cheng X H,Qi Y Q,2010.Variations of Eddy Kinetic Energy in the South China Sea.Journal of Oceanography,66:85-94.

Chu P C,Fan C W,Lozano C J,et al,1998.An airbome expendable bathythermograph survey of the South China Sea,May 1995.J Geophys Res-Oceans,103（C10）:21637-21652.

Dong C M,Lin X Y,Liu Y,et al,2012.Three-dimensional oceanic eddy ananlysis in the Southern California Bight from a numerical product. JOURNAL OF GEOPHYSICAL RESEARCH,VOL.117,CH00H14, doi:10.1029/2011JC007354.

Dong C M,Liu X Y,Liu Y,et al,2012.Three-dimensional oceanic eddy analysis in the Southern California Bight from a numerical product.J Geophys Res-Oceans,117:CooH14.

Fang G H,Wang Y G,Wei Z X,et al,2009.Interocean circulation and heat and freshwater budgets of the South China Sea based on a numerical model.Dynamics of Atmospheres and Oceans,47:55-72. Frolov S A,Sutyrin G G,Rowe G D,et al,2004.Loop current eddy interaction with western boundary in the Gulf of Mexico.J Phys Oceanogr,34:2223-2237.

Hu J Y,Gan J P,Sun Z Y,et al,2011.Observed three-dimensional structure of a cold eddy in the southwestern South China Sea. JOURNAL OF GEOPHYSICAL RESEARCH,VOL.116,C05016, doi:10.1029/2010JC006810.

Jia Y L,Q Liu,2004.Eddy shedding from the Kuroshio bend at Luzon Strait J Oceanogr,60:1063-1065.

Liang W D,Tang T,Yang Y,et al,2003.Upper-ocean currents around Taiwan.Deep SeaResearchPart II:Topical Studiesin Oceanography, 50（6-7）:1085-1105.

NaN F,He Z,Zhou H,et al,2011.Three long-lived anticyclonic eddies in the northern South China Sea.J Geophys Res,116: C05002.

Nencioli F,Dong C,Dickey T,et al,2010.A vector geometry-based eddy detectionalgorithmanditsapplicationto ahigh-resolution numerical model product and high-frequency radar surface velocities in the Southern California Bight.Journal of Atmospheric and Oceanic Technology,27（3）:564-579.

Okubo A,1970.Horizontal dispersion of floatable particles in vicinity of velocity singularities such as convergences.Deep-Sea Res,17: 445-454.

Peng X,Fei C,Lei S,et al,2010.A census of eddy activities in the South China Sea during 1993-2007.Journal of Geophysical Research,115, C03012.

Robinson A R,1983.Overview and summary of eddy science.Robinson A,R.Eddies in Marine Science.New York:Springer-Verlag,3-15. Sadarjoen I A,and Post F H,2000.Detection,quantification,and tracking of vortices using streamline geometry.Comput Graphics, 24:333-341.

Simth R D,Maltrud M E,Bryan F O,et al,2000.Numerical Simulation of theNorthAtlantic Ocean at 1/10o.Journal of Physical Oceanography, 30（7）:1532-1561.

Wang D,H Z Xu,J Lin,2008.Anticyclonic eddies in the northestern South Sea during winter 2003/2004.J.Oceanogr,64:925-935.

Wang D,H Z Xu,J Lin,et al,2008.Anticyclonic eddies in the northeastern South China Sea during winter 2003/2004.J.Oceanogr, 64:925-935.

Wang H,Wang D K,Liu G M,et al,2012.Seasonal variation of eddy kinetic energy in the South China Sea,31:1-15.

Weiss J,1991.The dynamics of enstrophy transfer in 2-dimensional hydrodynamics.Physica D,48（2-3）:273-294.

Wright C J,Scott R B,Arbic B K,et al,2012.Bottom dissipation of subincrtial currents at the Atlantic zonal bound aries.J Geophys Res,117:C03049.

Wu C R,Chang T L,2007.Mesoscale eddies in the northern South China Sea.Deep-sea Research Part II.54:1575-1588.

Xiu P,Chai F,Xue H J,et al,2012.Modeling the mesoscale eddy field in the Gulf of Alaska.Deep-sea Research I,63:102-117.

Zhang Z W,Zhao W,Tian J W,et al,2013.A mesoscale pair southwest ofTaiwan and its influence on deep circulation.JOURNAL OF GEOPHYSICAL RESEARCH:OCEANS,VOL.,118:6479-6494.

Zu T T,D X Wang,C X Yan,et al,2013.Evolution of an anticyclonic eddy southwest of Taiwan,Ocean Dyn,63:519-531.

蔡尚湛，2010.粵東及閩南沿海海域夏季上升流特征及其短期變動(dòng)分析.國家海洋局第三海洋研究所碩士學(xué)位論文.

蔡怡，李毓湘，1999.南海冬季環(huán)流數(shù)值模擬.熱帶海洋，18（2）：48-55.

程旭華，齊義泉，王衛(wèi)強(qiáng)，等，2005.南海中尺度渦的季節(jié)和年際變化特征分析.熱帶海洋學(xué)報(bào)，24（4）：51-58.

方文東，郭忠信，黃羽庭，1997.南海南部海區(qū)的環(huán)流觀測(cè)研究.科學(xué)通報(bào)，42（21）：2264-2271.

郭景松，2013.黑潮入侵南海的方式及其動(dòng)力機(jī)制研究.中國海洋大學(xué)博士學(xué)位論文.

何忠杰，2007.西北太平洋副熱帶逆流區(qū)及其鄰近海域中尺度渦研究.中國海洋大學(xué)博士論文.

黃企洲，1994.南沙群島海區(qū)的海流.中國科學(xué)院南沙綜合科學(xué)考察隊(duì).南沙群島海區(qū)物理海洋學(xué)研究論文集1.北京：海洋出版社，10-27.

李燕初，李立，2002.用TOPEX、Poseidon高度計(jì)識(shí)別臺(tái)灣以南海域中尺度強(qiáng)渦.海洋學(xué)報(bào)03（Supp.1）：163-170.

林夏艷，管玉平，劉宇，2013.2000年秋季東沙冷渦的三維結(jié)構(gòu)及其演化過程.熱帶海洋學(xué)報(bào)，32（2）：55-65.

馬文龍，2013.黑潮延伸區(qū)中尺度渦與低頻海流的相互作用.中國海洋大學(xué)碩士論文.

喬方利，趙偉，呂新剛，2008.東海冷渦上升流的環(huán)狀結(jié)構(gòu).自然科學(xué)進(jìn)展，18（6）：674-679.

蘇紀(jì)蘭，劉先炳，1992.南海環(huán)流數(shù)值模擬.海洋環(huán)流研討會(huì)論文選集.北京：海洋出版社，206-215.

蘇紀(jì)蘭，許建平，蔡樹群，等，1992.南海的環(huán)流和渦旋.丁一匯，李崇銀.南海季風(fēng)爆發(fā)和演變及其與海洋的相互作用.北京：氣象出版社，66-72.

王大奎，2011.南海中尺度渦渦動(dòng)動(dòng)能和渦致熱量輸運(yùn)特征的數(shù)值模擬研究.中國海洋大學(xué)博士論文.

許建平，蘇紀(jì)蘭，仇德忠，1996.黑潮入侵南海的水文分析.南海東北部海區(qū)環(huán)流課題組.中國海洋學(xué)文集（6）.北京：海洋出版社，1-12.

許金電，蔡尚湛，宣莉莉，等，2013.2006年夏季瓊東、粵西沿岸上升流研究.海洋學(xué)報(bào)，35（4）：11-18.

楊少磊，2008.越南冷渦及其上升流的觀測(cè)與研究.中國海洋大學(xué)碩士學(xué)位論文.

翟麗，方國洪，2004.南海風(fēng)生正壓環(huán)流動(dòng)力機(jī)制的數(shù)值研究.海洋與湖沼，35（4）：289-298.

張慶華，夏萌，曲媛媛，2002.黃海冷水團(tuán)環(huán)流的線性理論.第十六屆全國水動(dòng)力學(xué)研討會(huì)文集.北京：海洋出版社，659-668.

張婷婷，2008.南海中部深水區(qū)上層海洋潮流和環(huán)流特征分析與模擬.中國海洋大學(xué)碩士論文.

張文霞，孟祥鳳，2011.南極繞極流區(qū)中尺度渦渦動(dòng)動(dòng)能年際變化和轉(zhuǎn)換機(jī)制.極地研究，23（1）：42-48.

（本文編輯：岳心陽）

Numerical simulation of the mesoscale eddy in the South China Sea based on HYCOM

HAN Yu-kang1,ZHOU Lin1,WU Yan-cheng2
（1.College of Meteorology and Oceanography,PLA University of Science and Technology,Nanjing 211101,China; 2.China Satellite Maritime Tracking and Control Department,Jiangyin 214431,China）

In combination with Archiving Validation and Interpolation of Satellite Oceanographic Data（AVISO）, numerical studies have done on the mesoscale eddy in the South China Sea using the NERSC-HYCOM,including the three-dimensional structure of mesoscale eddy,the vertical variation of Eddy Kinetic Energy（EKE）and the process of the mesoscale eddy falling off the Kuroshio and its structure changing when close to the coast.The model reveals the process of a warm eddy off the west coast of the Philippines from February to March,2007,and some characteristics in the whole life.Through the analysis of its structure at the mature stage,we can see the structure of mesoscale eddy isn't symmetrical and the space and intensity of vector on eddy's both sides are different.Its radius and center are changing with depths.The center of upwelling and downwelling produced by the eddy isn't identical with the eddy's center and there is a distance between them.A preliminary exploration on the vertical distribution of EKE has indicated that the vertical structure of EKE in SCS can be divided into three sections,and its main part is at the upper 300meters of the ocean but can reach the deep sea.The reason why the mesoscale eddy can fall off the Kuroshio can be inferred from a numerical case,including the westward moving of the Kuroshio,the force to the Kuroshio by eddies from northwest Pacific and the role of terrain.The results also show the eddy falling off the Kuroshio can bring much water with high temperature andsalt into SCS and has a big effect on its thermohaline properties.When the eddy moves near the coast,with the force from the coast,its flow velocity will increase in a period of time.But when the distance becomes much smaller,the friction of coast and drag of seafloor will cause eddy's energy dissipation and velocity decrease and the eddy will die finally.

mesoscale eddy；numerical simulation;Kuroshio；South China Sea

周林，教授，電子郵箱：Zhou_Lin@163.com。

P731.2

A

1001-6932（2016）03-0299-18

10.11840/j.issn.1001-6392.2016.03.009

2015-04-15；

2015-06-02

國家自然科學(xué)基金（41306010）。

韓玉康（1990-），男，碩士研究生，主要研究海洋環(huán)流數(shù)值模擬研究，電子郵箱：yukang_han@163.com。