管守德 侯一筠

西北太平洋超強臺風Tembin(2012)引起的海表面降溫與強混合研究*

管守德1, 2, 3侯一筠2, 4①

(1. 中國海洋大學 物理海洋教育部重點實驗室/海洋高等研究院 青島 266100; 2. 青島海洋科學與技術(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; 3. 中國海洋大學三亞海洋研究院 三亞 572000; 4. 中國科學院海洋研究所 海洋環(huán)流與波動重點實驗室 青島 266071)

鑒于臺風等極端海洋環(huán)境下現(xiàn)場觀測資料的匱乏, 本文綜合了多源衛(wèi)星遙感和Argo浮標剖面觀測資料分析了西北太平洋和南海上層海洋對超強臺風Tembin(2012)的響應(yīng)。Tembin引起了較強的海表面溫度降低, 降溫主要集中在臺風路徑附近, 最大降溫為10.3°C, 出現(xiàn)在朝鮮半島南部的近岸海區(qū); 微波+紅外遙感融合觀測海表面溫度數(shù)據(jù)可以彌補單一微波遙感觀測在近岸海區(qū)缺測的不足, 但觀測海表面降溫比單一微波遙感觀測偏小; 基于Argo觀測的垂向高分辨率溫鹽剖面和混合參數(shù)化方法, 發(fā)現(xiàn)臺風后上層海洋混合明顯增強, 其混合率增強可達10倍以上。

超強臺風Tembin; 海表面溫度; 微波遙感海表面溫度數(shù)據(jù); 微波+紅外遙感融合海表面溫度數(shù)據(jù); Argo浮標; 混合率

熱帶氣旋, 西北太平洋稱之為臺風, 是發(fā)生在熱帶副熱帶海洋的一種強烈的災害性天氣系統(tǒng)。通過海-氣界面的熱量交換, 熱帶氣旋從溫暖的上層海洋吸收熱量和水汽來維持自身強度或繼續(xù)強化(Emanuel, 1986; 陳大可等, 2013)。臺風經(jīng)過海洋時, 通常在上層海洋引起復雜而劇烈的海流和溫鹽變化: 熱帶氣旋強烈的風應(yīng)力可在混合層激發(fā)較強的近慣性流(Sanford, 2007), 振幅約為O(1m/s); 強流的剪切不穩(wěn)定效應(yīng)可引起混合層和溫躍層頂?shù)幕旌虾蛶唺A, 進而降低海表面溫度(sea surface temperature, SST), 其降溫幅度可達1—6°C(Price, 1981)。海表面溫度的降低, 可減小海洋向大氣的熱通量并抑制熱帶氣旋的強度發(fā)展, 通常稱之為海洋的負反饋作用(Chang, 1978)。因此, 準確描述上層海洋對熱帶氣旋的響應(yīng)并分析其物理機制, 可以加深對海-氣界面相互作用的理解, 并對改進熱帶氣旋模式預報具有重要作用(Guan, 2017)。

前人研究結(jié)果表明, 臺風引起的海表面降溫具有很強的不對稱性, 路徑右側(cè)降溫明顯大于左側(cè); 這主要是由于熱帶氣旋路徑右側(cè)的局地風旋轉(zhuǎn)向為與近慣性流速的旋轉(zhuǎn)方向一致(在北半球均為順時針方向), 因此產(chǎn)生共振效應(yīng), 導致近慣性流速不斷加強, 而左側(cè)則剛好相反 , 因此臺風路徑右側(cè)近慣性流明顯比左側(cè)強(Price, 1981); 臺風路徑右側(cè)較強的近慣性流, 導致了更強的剪切不穩(wěn)定效應(yīng)和混合, 使得右側(cè)降溫更大。同時, 上層海洋對臺風響應(yīng)明顯受到臺風之前海洋背景場(如中尺度渦、內(nèi)潮等)的調(diào)制(Lin, 2005; Jaimes, 2009; 周慧等, 2017)。例如, Jaimes等(2009)利用多源現(xiàn)場觀測資料, 比較分析了墨西哥灣冷渦和暖渦在颶風Rita(2005)期間的海表面降溫, 發(fā)現(xiàn)暖渦的降溫不到1°C, 而冷渦的降溫則達到了4—5°C。另外, 臺風中心的風應(yīng)力旋度為正, 可在混合層底和溫躍層中引起較強的上升流; Guan等(2014)利用潛標數(shù)據(jù)觀測到超強臺風Megi(2010)下的溫躍層抬升可達50m; 臺風引起的上升流可以加強甚至主導海洋中尺度氣旋渦的生成, 甚至進而改變大尺度環(huán)流結(jié)構(gòu)(Sun, 2009)。

西北太平洋是世界上熱帶氣旋發(fā)生頻率最高, 平均強度最大的海域(D’Asaro, 2011), 平均每年經(jīng)過西太平洋海域的臺風為16次, 約是發(fā)生在大西洋和墨西哥灣的颶風頻次的2倍(Webster, 2005)。Guan等(2018)發(fā)現(xiàn)隨著全球變暖, 西北太平洋臺風經(jīng)過海區(qū)的上層海洋熱含量逐年升高, 臺風強度近四十年來也呈現(xiàn)長期增長趨勢。然而, 與北大西洋、墨西哥灣和東北太平洋海域相比, 目前西北太平洋和南海海域關(guān)于臺風-海洋相互作用的研究相對較少。本文基于微波輻射計、高度計和Argo浮標等資料研究了西北太平洋和南海上層海洋對2012年超強臺風Tembin的響應(yīng)。超強臺風Tembin是2012年西北太平洋第15號臺風, 其具有強度大、移動路徑復雜, 生命周期長, 且臺風前的海洋背景場較為復雜等特點(圖1), 因此本文選擇Tembin作為案例來分析上層海洋對臺風的響應(yīng)。

1 臺風Tembin與數(shù)據(jù)介紹

由于臺風強烈的風應(yīng)力, 臺風過境期間常常伴隨著狂風、巨浪和強流, 使得臺風期間針對上層海洋的現(xiàn)場觀測極為困難和危險。因此, 本文利用多源衛(wèi)星遙感觀測的海表面數(shù)據(jù)和Agro浮標觀測的海洋內(nèi)部溫鹽剖面數(shù)據(jù), 綜合分析上層海洋對2012年超強臺風Tembin的響應(yīng)。

1.1 超強臺風Tembin

超強臺風Tembin是2012年西北太平洋第15號臺風。臺風路徑數(shù)據(jù)來源于美國聯(lián)合臺風警報中心(Joint Typhoon Warning Center, JTWC); JTWC提供了西太平洋臺風的中心位置、中心氣壓、最大風速及最大風速半徑等參數(shù)信息, 時間分辨率為6h。如圖1所示, 超強臺風Tembin于2012年8月19日在西北太平洋洋面上生成, 其強度逐漸加強并向北移動, 20日夜晚18時左右升級為超強臺風(4級, 根據(jù)Saffir- Simpson熱帶氣旋強度分級方法)并繼續(xù)向北移動, 21日后其強度逐漸降低并轉(zhuǎn)而向西移動, 23日晚間穿過臺灣南部區(qū)域, 24日其強度降級為臺風(1級)并進入中國南海北部海域, 之后在南海轉(zhuǎn)了一個逆時針的圈, 27日再度經(jīng)過臺灣東部海域后, 沿北偏東方向快速移動, 最終于30日在韓國登陸。

圖1 超強臺風Tembin路徑和強度示意圖

注: 彩色點劃線代表不同臺風強度; 重點關(guān)注海域A1、A2和A3用黑色方框標出

1.2 觀測數(shù)據(jù)介紹

微波信號能夠穿透云層, 即使在臺風期間的強降雨等極端天氣條件下, 攜帶微波傳感器的衛(wèi)星仍然可以獲得可靠的SST網(wǎng)格化數(shù)據(jù)。本文利用了Remote Sensing Systems (www.remss.com)提供的客觀插值網(wǎng)格化SST數(shù)據(jù)MW OI, 該數(shù)據(jù)由熱帶降雨測量衛(wèi)星(Tropical Rainfall Measuring Mission, TRMM)搭載的微波成像儀(Microwave Imager, TMI)和EOS衛(wèi)星搭載的高級微波掃描輻射計(Advanced Microwave Scanning Radiometer, AMSR- E)觀測數(shù)據(jù)融合而成。該數(shù)據(jù)產(chǎn)品時間分辨率為1d, 空間分辨率約為25km。由于MW OI的SST空間分辨率僅為25km, 而且在近岸及島嶼周邊會有較多缺測, 因此本文還對比分析了Remote Sensing Systems提供的微波+紅外遙感融合的MW+IR的SST數(shù)據(jù), 其時間分辨率也是1d, 空間分辨率是9km, 有效彌補了MW數(shù)據(jù)空間分辨率不足及近岸或島嶼附近缺測的缺點。

海表面高度異常數(shù)據(jù)來源于法國AVISO (Archiving, Validation and Interpretation of Satellite Oceanographic Data)計劃, 該數(shù)據(jù)融合了多個衛(wèi)星包括TOPEX/Poseidon, ERS-1、ERS-2等的測高數(shù)據(jù), 空間分辨率約為25km, 時間分辨率包括1d。高度計數(shù)據(jù)下載網(wǎng)址為: http://www.aviso.oceanobs. com/en/ data。圖1顯示, 在超強臺風Tembin生成及影響西北太平洋之前, 呂宋海峽以東有一較強的中尺度冷渦位于臺風路徑左側(cè)。

鑒于衛(wèi)星遙感觀測數(shù)據(jù)只能提供海表面信息, 本文還利用了Argo浮標觀測的高分辨率溫度、鹽度剖面來分析上層海洋對超強臺風Tembin的響應(yīng), Argo數(shù)據(jù)來源于中國Argo實時資料中心(http://www.argo.org.cn/)(陳大可等, 2008)。在本文中, 主要利用了3對(共6個)臺風前后的Argo觀測剖面觀測資料, 這些剖面均發(fā)生在臺風經(jīng)過觀測海域的前后3天之內(nèi), 詳細時間等信息見表1。

2 海表面溫度響應(yīng)

如圖1所示, 為更好地分析上層海洋對超強臺風Tembin的響應(yīng), 依據(jù)臺風路徑和臺風前不同海域的海洋背景場特征, 首先將研究海域分為A1, A2和A3三個海區(qū), 并分別分析各海區(qū)對超強臺風Tembin的響應(yīng)及海-氣相互作用特征。A1海區(qū)為菲律賓、呂宋海峽和臺灣島東部海域, 超強臺風Tembin在此生成并加強為超強臺風; Tembin在加強到最大強度(4級臺風)后轉(zhuǎn)向西移動, 在臺灣島南部短暫登陸后進入A2海區(qū), 即中國南海, Tembin在A2海區(qū)轉(zhuǎn)了一個直徑約200km的圈并徘徊了4d之久; 之后, 超強臺風Tembin再次擦過臺灣島南部后再度進入西北太平洋, 即圖1所示的A3海區(qū), 影響中國東海和黃海后在韓國登陸。

表1 Argo數(shù)據(jù)信息匯總

Tab.1 The information of Argo profiles used in Fig. 6

微波遙感海表面溫度數(shù)據(jù)(Microwave Optimally Interpolated SST, MW OI SST)是在分析臺風引起海表面降溫時最常用到的數(shù)據(jù)。圖2所示為微波遙感觀測的超強臺風Tembin經(jīng)過期間及之后海表面溫度的變化, 其中圖2i為Tembin引起的最大海表面降溫。本文中最大海表面降溫定義為, 以8月16—18日平均海表面溫度為初始場, 8月19日—9月4日各個網(wǎng)格點的最低海表面溫度減去相應(yīng)的臺風前初始海表面溫度即為最大海表面降溫。在8月16—18日(圖2a), 即Tembin形成之前, 西北太平洋及南海的海表面溫度普遍高于27°C, 特別是在A1海區(qū), SST高于28°C且水平分布比較均勻, 為超強臺風Tembin生成和發(fā)展提供了必要的熱量和水汽來源。Tembin在A1海區(qū)生成之后, 強度迅速得到加強, 在不到兩天的時間內(nèi)迅速由熱帶風暴(19日0時)升級為4級臺風(20日18時), 在21日之前由于臺風強度較弱, 經(jīng)過海區(qū)的海表面降溫并不明顯, 只有較小部分海域降溫大于1°C且主要集中在Tembin路徑右側(cè)(圖2b和i); 8月21日, Tembin開始轉(zhuǎn)向西移動, 引起了較強的降溫, 其最大降溫約為5.3°C, 且降溫主要集中在臺風路徑附近; 由于此時臺風達到其生命史的最大強度, 在此海區(qū)引起的海表面降溫亦為熱帶海區(qū)的最大降溫, 另外, 臺風前此海區(qū)處于一個較大中尺度冷渦的邊緣, 在一定程度上增大了海表面降溫(圖1)。

8月24日, Tembin進入A2海區(qū), 也引起了較強的降溫, 最大降溫為3.3°C, 降溫區(qū)域主要集中在臺風路徑附近; 南海區(qū)域的降溫比臺灣島以東海區(qū)弱了40%, 主要是臺風進入南海后強度減弱為1級強度導致的。臺風路徑在南海形成了直徑約200km的逆時針圈, 雖然臺風圈中心部位的相對影響時間更長, 然而在逆時針圈的中心部位則未觀測到明顯降溫, 其主要原因是圈中心位于臺風路徑左側(cè), 而臺風降溫不對稱性決定了左側(cè)降溫較小(Price, 1981); 值得注意的是, 28日Tembin再次經(jīng)過臺灣東部海區(qū)(A1海區(qū)), 引起了A1海區(qū)已逐漸恢復的海表面溫度再次降低, 減緩了臺風后海表面溫度的恢復速度, 9月4日時在臺風路徑附近仍存在較為明顯的低溫特征(圖2h)。值得注意的是, 在臺灣島東部海區(qū), 雖然海洋的背景混合層深度比南海要厚, 但其降溫幅度比南海要大, 主要是由于臺風前在路徑左側(cè)中尺度冷渦的影響(圖1), 使得該海區(qū)混合層變淺, 冷水更容易被卷挾到表層(Guan, 2017)。

圖2 微波遙感(MW)觀測超強臺風Tembin引起的海表面降溫

注: a—h: 超強臺風Tembin經(jīng)過之前、期間及之后海表面溫度的演變特征; 虛線為26°C等溫線; i: 相對于8月18日的初始場, 超強臺風Tembin引起的最大海表面降溫; 白色虛線:-3°C等最大降溫線(圖3同)

8月28日夜間, 臺風進入A3海區(qū)。由于臺風空間范圍較大, 在進入A3海區(qū)之前, 臺風外圍風力已經(jīng)在A3海區(qū)造成了較大的海表面降溫(圖2f), 臺風風眼到達后又進一步加劇了該海區(qū)降溫。超強臺風Tembin在A3海區(qū)造成了幅度最大、范圍最廣的海表面降溫, 最大降溫出現(xiàn)在朝鮮半島南側(cè)(125.9°E, 32.6°N), 最大幅度達到10.3°C, 在臺風導致海表面降溫的相關(guān)報導中僅次于臺風Kai-Tak在南海造成的10.8°C的海表面降溫(Chiang, 2011)。超強臺風Tembin在A3海區(qū)引起海表面降溫的另一個顯著特點是降溫范圍廣, 3°C以上海表面降溫的范圍直徑在700km以上。超強臺風Tembin在A3近岸海區(qū)造成了幅度大、范圍廣的海表面降溫, 參考Glenn等(2016)研究, 主要原因有兩點: (1) 該海區(qū)夏季垂向溫度梯度大, 容易把更多冷水卷挾到表層; (2) 由于淺水地形影響, 近岸海區(qū)臺風引起的近慣性內(nèi)波表層和底層流速方向相反, 流速垂向剪切大, 誘發(fā)剪切不穩(wěn)定導致強混合。

微波+紅外遙感(MW+IR OI SST)可以很好地彌補MW SST數(shù)據(jù)在近岸缺測的不足, 且具有更好地空間分辨率。與圖2類似, 圖3所示為微波+紅外遙感觀測的超強臺風Tembin經(jīng)過期間海表面溫度的變化。MW+IR觀測結(jié)果顯示, 在中國近海, 超強臺風Tembin也引起了1—3°C的海表面降溫; 而在朝鮮半島近岸海區(qū), 降溫更為劇烈, 在5°C以上。相對來說, 在MW和MW+IR都有觀測值的陸坡與深海海區(qū), MW+IR觀測到的海表面降溫比MW觀測結(jié)果稍小。例如, MW+IR觀測的最大降溫雖然與MW數(shù)據(jù)出現(xiàn)在同一位置, 但最大降溫幅度為9.7°C, 小于MW的10.3°C。這可能是由于紅外遙感觀測容易受到臺風期間云的阻礙影響, 其觀測的海表面降溫相對較低(Haakman, 2019); 同時紅外遙感海表面溫度數(shù)據(jù)空間分辨率遠高于微波遙感觀測數(shù)據(jù)(9km25km), 在利用客觀插值方法融合時占的比重更大, 因此微波和紅外遙感融合的海表面溫度數(shù)據(jù)一定程度上低估了超強臺風Tembin引起的海表面降溫。圖4為在臺風路徑的每一個路徑點, 引起的最大海表面降溫在臺風中心100km以內(nèi)的平均值。在絕大多數(shù)時刻, MW觀測到的海表面降溫比MW+IR要大。

超強臺風Tembin(2012)引起的較大降溫主要出現(xiàn)在近岸陸架海區(qū), 其中最大降溫位于朝鮮半島南側(cè)海區(qū), 臺風經(jīng)過該海區(qū)的時間為8月29日18時, 圖5顯示了臺風中心100km以內(nèi)風速和海表面溫度平均值的時間序列, 最大降溫值約8°C。近年來, 近岸海區(qū)海表面溫度對臺風的響應(yīng)受到了廣泛關(guān)注, 海表面降溫幅度變化范圍也比深海海區(qū)要大。例如, 謝玲玲等(2017)通過針對臺風期間南海瓊東上升流海區(qū)海表面溫度變化的研究指出, 降溫幅度與地形、臺風自身參數(shù)、臺風入射角度等多種因素有關(guān), 極少數(shù)情況下甚至會出現(xiàn)增溫現(xiàn)象; Shi等(2019)則發(fā)現(xiàn)在南海一次較大的降溫事件中, 最大降溫(約4°C)發(fā)生在臺風后12d, 由臺風后一次冷鋒過境引起的再次降溫導致的。本文在朝鮮半島南部近岸海區(qū)觀測到的降溫比在南海觀測到的更大, 且最大降溫發(fā)生在臺風后1d, 因此主要是由臺風自身強風引起的海洋混合卷挾導致的, 這與Lee等(2016)在黃海觀測到的臺風Muifa(2011)后近8°C的海表面降溫是一致的。

圖3 微波+紅外遙感(MW+IR)觀測超強臺風Tembin引起的海表面降溫

圖4 MW和MW+IR觀測的超強臺風Tembin在其路徑的各個中心位置處引起的海表面降溫

注: 該海表面降溫為臺風中心100km以內(nèi)最大降溫的平均值

圖5 8月29日18時臺風中心位置處(125.9°E, 32.3°N)的風速和海表面溫度時間序列

注: a: 10m高度風速; b: MW和MWIR觀測海表面溫度; 風速和海表面溫度為臺風中心100km以內(nèi)網(wǎng)格點的平均值

3 臺風誘發(fā)強混合

臺風引起的海表面降溫, 主要是由期間的垂向湍流混合加強導致的。臺風過境期間常常伴隨著狂風、巨浪等惡劣海洋環(huán)境, 這使得利用TurboMap湍流剖面儀等船載儀器來觀測上層海洋混合率極為危險和困難。本文基于Gregg等(2003)提出的混合參數(shù)化方法, 利用Argo浮標觀測高分辨率溫鹽剖面來估算超強臺風Tembin過境前后的混合率并進行對比分析。該參數(shù)化方法是基于內(nèi)波能量通過波-波相互作用向小尺度過程傳遞理論提出的, 混合率的參數(shù)化公式為:

其中,

為合理評估臺風對上層海洋混合的影響, 我們首先對臺風前后相關(guān)海區(qū)所有Argo剖面進行了篩選, 篩選標準如下: (1) Argo浮標在臺風經(jīng)過之前和之后的3d之內(nèi)各有一個觀測剖面; (2) 臺風前后兩個剖面的位置距離臺風路徑100km以內(nèi), 以使觀測位置受到臺風的顯著影響; (3) 溫鹽剖面具有較高的垂向分辨率(約2m)。在本文中, 我們分析了2012年8月在西北太平洋及南海的所有Argo剖面數(shù)據(jù), 其中3對觀測剖面(P1, P2和P3)符合上述篩選標準, 剖面觀測時間、位置及影響臺風請詳見表1及圖5。其中, 剖面P2和P3來自于同一個Argo浮標(編號: 2901530), 但剖面P3受到了Tembin之前臺風Kai-Tak(臺風Kai-Tak路徑見圖6)的影響。

圖6 超強臺風Tembin(彩色點線)和臺風Kai-Tak(黑色實線)路徑及三對Argo剖面位置

注: 藍色代表臺風之前剖面位置, 玫紅色代表臺風之后剖面位置

圖7a、c和e顯示了臺風前后的三對Argo溫度剖面觀測結(jié)果。三對剖面一致表明, 臺風在海表面和混合層造成了不同程度的降溫, 并顯著改變了上層海洋的層結(jié)?；旌下实挠嬎阈枰F(xiàn)場層結(jié), 而混合層內(nèi)的密度分布比較均勻, 因此我們在計算混合率時從混合層底部開始計算, 即P1和P3剖面則從50m開始, 而P2剖面從80m開始向下計算; 將每一個溫鹽剖面從最上層向下分成160m長且有80m重疊的小段; 本文主要關(guān)注臺風引起的上層海洋混合率變化, 因此向下只計算到了450m; 三個Argo剖面對的計算結(jié)果如圖7b、d和f所示。臺風之后上層海洋的混合率在上400m均明顯得到加強, 特別是在100m深度以上, 最強混合率可達8.0×10-4m2/s。臺風之前P1、P2和P3站位的上層海洋平均混合率分別為2.7×10-5、2.5×10-5和6.1×10-6m2/s, 而臺風之后三個剖面的平均混合率則分別加強到了2.7×10-4, 5.8×10-5和7.9×10-5m2/s。由于臺風后強近慣性流導致的剪切不穩(wěn)定, P1和P3剖面觀測的上層海洋平均混合率增強了約10倍; 與P1和P3剖面相比, P2剖面混合率的增強幅度較小(約2倍), 與來自同一個Argo浮標且地理位置更為接近的P3剖面相比, 其可能原因有: (1) 臺風之前的背景混合率已經(jīng)較強, 比P3剖面強了約4倍, 可能是收到了Tembin之前另一個臺風Kai-Tak的影響(圖6); (2) P2剖面位于Tembin路徑左側(cè)且Tembin經(jīng)過P2時強度很弱(熱帶風暴), 因此引起的近慣性流動及其剪切不穩(wěn)定效應(yīng)較弱(P1雖也位于Tembin路徑左側(cè), 但Tembin其時臺風強度較強(4級), 因此同樣引起了很強的混合)。

4 結(jié)論

本文綜合了多源衛(wèi)星遙感觀測資料和Argo浮標剖面觀測資料分析了西北太平洋和南海上層海洋對超強臺風Tembin(2012)的響應(yīng)。結(jié)果表明, Tembin引起了較強的SST降低, 降溫主要集中在臺風路徑附近, 最大降溫為10.3°C, 出現(xiàn)在朝鮮半島南部海區(qū); 另一個降溫較大海區(qū)出現(xiàn)在臺灣島東部海區(qū), 最大降溫5.3°C; 微波+紅外遙感海表面溫度數(shù)據(jù)有效彌補了單一微波遙感觀測在近岸缺測不足, 觀測到朝鮮半島近岸大范圍海表面降溫, 降溫幅度在5°C以上; 基于Gregg等(2003)提出的細尺度混合參數(shù)化方法, 利用Argo觀測的高分辨率垂向溫鹽剖面, 估算了臺風前后的混合率, 發(fā)現(xiàn)臺風后上層海洋混合率明顯增強, 這是由臺風激發(fā)的強慣性流致剪切不穩(wěn)定效應(yīng)引起的, 3對剖面中有2對剖面的臺風后混合率增強了10倍以上, 證明了臺風后強混合的存在。需要注意的是, 細尺度混合參數(shù)化方法在臺風等極端環(huán)境下的誤差可能較大, 臺風后強混和的定量評估有賴于微尺度湍流混合長期連續(xù)現(xiàn)場觀測技術(shù)的進一步發(fā)展。

圖7 三個Argo觀測的臺風前后溫度剖面P1, P2和P3 (a, c, e)以及P1、P2和P3溫鹽剖面估計的混合率(b, d, f)

注: 藍色和紅色分別代表臺風經(jīng)過觀測位置之前和之后

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SUPER TYPHOON TEMBIN (2012) INDUCED SEA SURFACE COOLING AND ENHANCED DIAPYCNAL MIXING IN THE NORTHWEST PACIFIC OCEAN

GUAN Shou-De1, 2, 3, HOU Yi-Jun2, 4

(1. Physical Oceanography Lab/IAOS, Ocean University of China, Qingdao 266100, China; 2. Laboratory for Ocean and Climate Dynamics, Pilot National Laboratory for Marine Science and Technology (Qingdao), Qingdao 266237, China; 3. Sanya Oceanographic Institution, Ocean University of China, Sanya 572000, China; 4. Key Laboratory of Ocean circulation and waves, Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China)

To the issue of lacking field observations under typhoon conditions, the upper ocean response to super typhoon Tembin (2012) was examined in the western North Pacific and South China Sea using remote-sensing sea surface temperature from multiplatform satellites and upper ocean temperature and salinity profiles observed by Argo floats. Significant sea surface temperature (SST) drop was induced by Tembin and was mainly located along the track of Tembin with a maximum drop of 10.3°C occurred south of the Korea peninsula. Compared to the MW OI SST product, MW+IR OI SST product could capture the dramatic SST cooling in coastal waters, but underestimate the typhoon-induced SST cooling along the typhoon track. Based on the temperature and salinity profiles in high vertical resolution by Argo floats and fine-scale parameterization method, the diapycnal diffusivity before and after typhoon was estimated. It was found that the diapycnal diffusivity was significantly enhanced for more than 10 times after typhoon.

super typhoon Tembin; sea surface temperature; MW OI SST; MW+IR OI SST; Argo floats; diapycnal diffusivity

* 國家重點研發(fā)計劃, 2017YFC1404101號; 國家自然科學基金, 41876011號, U1706216號; 印-太海洋環(huán)境變異與海氣相互作用, GASI-IPOVAI-01-03號。管守德, 副教授, E-mail: guanshoude@ouc.edu.cn

侯一筠, 研究員, E-mail: yjhou@qdio.ac.cn

2019-12-26,

2020-02-20

P733

10.11693/hyhz20191200276