吕宋海峡M2内潮生成与传播数值模拟研究

李 欢,陈学恩＊＊,宋 丹

(1.中国海洋大学海洋环境学院,山东青岛266100;2.中国科学院海洋研究所海洋环流与波动重点实验室,山东青岛266071)

吕宋海峡M2内潮生成与传播数值模拟研究

李 欢1,陈学恩1＊＊,宋 丹2

(1.中国海洋大学海洋环境学院,山东青岛266100;2.中国科学院海洋研究所海洋环流与波动重点实验室,山东青岛266071)

本文在z坐标海洋数值模式HAMSOM中引入了内潮黏性项(Internal-tide viscosity term),将之运用到吕宋海峡M2内潮的生成与传播过程的数值模拟研究。研究结果表明:(1)在250 m以浅,吕宋海峡产生的M2内潮振幅于温跃层处最大,岛坡附近的内潮明显强于别处,且最大振幅可达到40 m左右;(2)M2内潮的生成源主要集中在伊特巴亚岛西北、巴丹岛西南以及巴布延群岛西北的岛坡;(3)海峡产生的M2内潮向东西2个方向传播。巴丹岛以西的西向能量在吕宋海沟斜向下传播,在到达恒春海脊附近发生反射返回海面,到达海面后再次反射回海底,在此过程中,有高模态的内潮被激发,不同模态间有相消干涉的现象产生。西传的内潮能量分为2支进入南海,产生于巴布延群岛西北的能量分支直接向西南折转进入南海海盆,而产生于伊特巴亚岛和巴丹岛岛坡附近的主要能量则以束状向南海陆架传播,在到达118°E后部分能量折向西南的海盆,其余的能量则沿西北方向传入中国近岸,陆架陆坡地形起着重要的耗散作用。伊特巴亚岛西北有最大的能量产生,向东北传入太平洋。在122°E以东,能量主要以束状向东南传入太平洋。

M2内潮;HAMSOM;内潮能通量;吕宋海峡

内潮是重要的物理海洋现象,对海洋能量的收支平衡起着关键作用。内潮经过反射、折射或者波-波非线性相互作用产生内潮混合,对大洋热盐环流有着重要的驱动作用;此外,内潮在陆架边缘等地形变化的海域可形成上升流,将营养盐丰富的深层海水输送至浅层,有利于浅层海洋生物的繁殖与生长。有关内潮的生成机制,目前普遍的观点为潮地作用机制,即正压潮驱动密度稳定层结的海水流经剧烈变化的海底地形时,流动与地形的交互作用会在稳定层化的海水中产生持续的周期性扰动,该扰动向外传播,形成内潮[1]。

南海位于我国大陆东南部,为我国最大、最深的边缘海,海域地理环境复杂。南海东北部的吕宋海峡,位于台湾岛和吕宋岛之间,是连接南海和太平洋的重要通道。吕宋海峡内海底地形起伏变化大,主要为岛坡,也有海沟和海脊,正压潮在海峡内会与地形交互作用产生强烈的内潮,因此该处为研究内潮生成与传播的理想区域。

近几年来,有关吕宋海峡及附近海域内潮的研究主要集中在现场观测资料分析、卫星资料分析以及数值模拟3个方面。Lien et al.[2]通过对南海4个站点ADCP观测资料的分析,发现在吕宋海峡有很强的内潮产生,并以波束状传入南海,在传播过程中受到东沙群岛附近的浅水地形作用逐步演变为高频非线性内波。杨庆轩[3]从实测LADCP流速资料中提取斜压流速计算了吕宋海峡的内潮能通量,认为该区域向南海传播的内潮能量要大于向太平洋传播的,并且全日型和半日型的内潮能量存在季节性的差异。高坤等[4]利用CTD资料,分析了内潮引起的温、盐剖面扰动对地转流诊断计算的影响,指出在吕宋海峡,内潮引起的温、盐剖面扰动对地转流诊断计算的干扰不可忽略。Shen et al.[5]通过对合成孔径雷达(SAR)图像的分析,认为南海北部的内波主要由吕宋海峡激发后传入南海,并在波形保持不变的情况下实现远距离传播。相对于现场观测资料和卫星资料分析,应用于该区域内潮研究最多的是数值模拟。Niwa and Hibiya[6]利用POM模式对吕宋海峡M2内潮及能量进行了数值研究,结果表明吕宋海峡生成的M2内潮是南海M2内潮的主要来源,其产生的斜压能量一共为7.4 GW,4.2 GW传向南海,剩下的3.2 GW传向太平洋。吴自库[7]基于POM模式,建立了三维(正压潮、内潮)潮波同化模式,对吕宋海峡M2内潮进行了数值研究,结果表明该区域强烈的M2内潮主要由地形和M2正压潮的特征决定,传入南海的M2内潮在陆架地形的非线性作用下,逐渐演变为内孤立波等其它形态。目前,多数z坐标海洋模式采用的控制方程组是在静力近似和线性近似等各种物理近似下导出的,则对于内潮在传播过程中的演变和能量耗散的模拟能力有所欠缺。宋丹[8-9]在z坐标模式HAMSOM中引入了内潮黏性项,对z坐标海洋模式进行了参数化修正,模拟了吕宋海峡1 000 m深度上M2内潮等位势密度的起伏分布,较为真实地再现了该区域M2内潮的传播。

本文采用了宋丹[8-9]提出的参数化方案,在z坐标模式HAMSOM中引入了内潮黏性项,并结合潮地作用机制,进一步从数值上分析了吕宋海峡M2内潮的生成及向临近区域传播的特征。

2 模式配置及参数化方案

2.1 HAMSOM简介

HAMSOM全称为汉堡陆架海洋模式(HAMburg Shelf Ocean Model),为德国汉堡大学海洋研究所Backhaus教授及其同事共同开发的三维原始方程组数值海洋模式,已有20多年的历史。该模式在欧洲得到了广泛的应用,主要的研究领域集中在北海,在中国海的应用目前主要涉及渤海和南海。最近几年,HAMSOM在热带西太平洋和印度洋也得到了一些拓展,主要用于印尼贯穿流的研究。

HAMSOM采用了半隐式差分格式,在提高了模式稳定性的同时保证了模式的运算效率。该模式在湍封闭方案选取上,采用了基于Prandtl混合长理论,由k-ε方程推导出的二阶湍封闭方案。模式将控制方程建立在垂向分层的基础上,利用层积分方法将三维问题转化为二维问题来计算,在一定程度上节省了计算量。

2.2 模式配置

本文模式的研究区域为110°E～125°E,16°N～23°N的海区(见图1),海区包括了太平洋、吕宋海峡、南海海盆、台湾海峡以及琼州海峡。模式采用的地形资料提取自GEBCO(General Bathymetric Chart of the Oceans) 1(′)×1(′)全球水深数据。考虑到大尺度M2内潮波长可达到上百公里的量级,小尺度波长的量级也可达到几十公里,结合模式对计算资源的需求,将原1(′)×1(′)的地形处理为水平格点间距约为5 km的2(′)×2(′)地形,模式水平网格为241×481。由于水深5 500 m以下的海水层结对本文的研究对象影响甚微,故将大于5 500 m的水深均设为5 500 m,模式最小水深设为10 m,垂向分为32层,1～3层的厚度为10 m,第4层厚度为20 m,5～8层厚度为25 m,9～11层厚度为50 m,12～23层厚度为100 m,24～25层厚度为250 m,26～32层厚度为500 m。

模式在东、西、南、北4个开边界分别给定了M2正压潮水位驱动,正压潮水位由TPXO 7.1数据集中国海M2正压潮振幅与迟角的调和常数计算和插值得到。模式的初始温盐场提取自SODA数据集,并插值到模式相应的网格中。此外,在流速开边界条件的选取上,模式采用了Orlanski辐射边界条件。本文为了集中于潮地作用机制,在模式中只考虑了M2正压潮的驱动作用,尚未涉及海表面气压场、风应力以及热通量的影响。

模式时间步长设为2 min,从2001年1月1日积分至3月1日,一共积分了60 d。在计算过程中,前45 d用于模式积分的稳定,模式结果从2月15日按小时输出,共获得15 d 360 h的流速、水位以及温度、盐度、密度数据,用于对M2正压潮的调和分析以及M2内潮的研究。

图1 模式地形Fig.1 Topography in the model

2.3 模式参数化方案

海底坡折地形在z坐标海洋模式下只能被刻画为阶梯状,这样斜坡在模式中实际上是被当做侧边界来处理,沿海底的水平运动亦被相应地模拟为沿侧边界的垂向运动。在深海弱层结性的情况下,海水的重力与浮力平衡,海水的垂向运动几乎为完全的惯性运动,如果没有相应的摩擦耗散机制,其流速可达到与水平流速相当的量级。同时,海表正压潮为海水的垂向运动提供了能量,使其表现为上下振动的形态,这样在层结稳定的海洋中便会产生极大振幅的虚假“内潮”波动,此为z坐标海洋模式在模拟内潮波生成机制上存在的偏差。此外,采用静力近似和线性近似原始方程组的海洋模式对内潮波在传播途中破碎转变为内孤立波等其它形态的过程无法模拟,但该过程却涉及到了能量的耗散[8-9]。

综合以上观点,考虑黏性海水方程:u,v,w分别为x,y,z方向的流速分量,x取向东为正, y取向北为正,在自由海表面处,定义z=0,并取向上为正。ρ为海水密度,AH和AV分别为水平与垂向黏性系数,p为总压强,表达式:

其中→p为扰动压强,将(2)式代入(1)式,并用采用梯度算子和水平向laplace算子表示,得到:

其中AH▽2Hw为垂向运动方程中的水平黏性耗散项,为附加在垂向运动的水平黏性摩擦力,对大振幅内潮波的垂向运动起黏性耗散的作用,即为模式中引入的内潮黏性项(Internal-tide viscosity term)。引入该项的物理意义在于:(1)在底地形剧烈变化的条件下,可使z坐标海洋模式模拟的阶梯状地形的侧边界具有与斜坡地形同样的黏性耗散功能;(2)可为内潮波生成后的传播,提供一种能量耗散的机制[8-9]。

有关AH的参数化方案,考虑到第一模态大振幅内潮波的垂向运动在层结最稳定处最强,因而在层结最稳定处附加于垂向运动的水平黏性摩擦力也最强,水平运动方程中相应的黏性系数AH应当有所修改。定义经过参数化的AH为AW,对于稳定(或者动态稳定)的垂向运动,式(3)中的内潮黏性项需要被一个附加的压强梯度力项所平衡,得到下式:

pw为垂向运动产生的扰动压强,从量纲上考虑,dpw(Pa)与做垂向运动的海水微元体积dV=dxdydz(m3)、密度p(kg/m3)、运动所处层结的浮性频率N(s-1)其中引入了浮性频率N与垂向运动在水平方向的流速剪切▽2Hw(m/s3)成正比,可通过一个经验常数c来表达比例关系,得到:

将(5)式代入(4)式,得到:

此参数化方案的经验常数c已通过敏感性实验确定[8-9]。

图2 M2正压潮同潮时图Fig.2 M2tidal constituent cotidal chart

3 模式结果分析

3.1 M2正压潮调和分析

根据潮地作用机制,内潮的产生与正压潮的驱动作用密不可分,因此,正压潮模拟的准确性决定了内潮模拟的准确性。本文对15 d的模式结果进行调和分析,从中提取M2正压潮的振幅和相位数据绘制同潮位图,并与TPXO 7.1的数据结果进行对比。图2左半部分为从模式结果中提取的M2正压潮振幅与相位,右半部分为对应的TPXO 7.1数据信息。通过对比可以发现,模式结果与TPXO 7.1数据的吻合较好。图中太平洋区域M2正压潮的振幅主要集中在0.4～0.6 m,M2潮波经过吕宋海峡进入南海后分为2支,主要的分支向西南方向伸入南海海盆,另1小分支沿台湾西侧北上进入台湾海峡。M2潮波在传播的过程中振幅在中国陆架近海地区和台湾海峡南部逐渐增大,在深水区振幅却不足0.2 m。正压潮在向浅水区域传播的过程中逐渐转化为浅水分潮,势能增大,地形的非线性作用不足以将正压潮能量完全耗散,因此在近岸由于能量的积聚,潮波振幅一般较大。在模式结果的同潮时图中,海表面均呈现一定的波纹,可认为是模式中的M2内潮在吕宋海峡被激发后对海表面的1种调制,即产生的内潮对海表面正压潮振幅与相位的空间变化产生了一定的影响,使得原有的等振幅线与等相位线发生了不同程度的弯曲[10],Jan et al.[10]以及Niwa and Hibiya[6]在对其模式结果分析的过程中亦发现该现象。

为了进一步验证模式结果中M2正压潮振幅与相位的可靠性,本文基于模式结果与TPXO 7.1数据集的对比,利用Cummins and Oey[11]采用过的均方根误差方法(Root-Mean-Square Error)做检验,公式如下:

其中,A为振幅,φ为相位,脚标m为模式结果,o为参照数据结果,此处代表TPXO 7.1数据中的振幅与相位值。由此可以得到整个研究海区的均方根误差分布图(见图3)。从图3可以看出,全场均方根误差绝大部分小于0.05 m,占整个海区的78.25%,在吕宋海峡及其附近区域,均方根误差值偏大,但仍在0.1 m以内,大约为0.05～0.08 m,而在台湾海峡以及近岸区域,误差则达0.25 m左右。对模式结果的振幅和相应的TPXO 7.1数据结果计算差值,给出图4的分布图,可以发现,均方根误差较大的区域与振幅差值较大的区域较吻合,由此可以断定,引起均方根误差较大的原因主要是由振幅间的差异引起的。在吕宋海峡,由于模式中内潮的生成和传播,其对海表的调制是造成振幅差异的主要原因,而模式中M2潮波能量在向近岸传播的过程中,浅海地形持续的非线性作用对于能量的耗散程度偏弱,有可能造成与真实数据相比,模式中向陆架传播的潮能过大,因此在近岸,振幅与真实数据偏差较大。在台湾海峡,均方根的误差主要集中于开边界给定的水位上,由于在台湾海峡中部,分别从海峡南口和北口进入的M2潮波在此交汇,潮位较高,模式中在此处开边界给定的调和水位经过了插值之后,对真实潮位的反映出现了一定的偏差,因此均方根的误差较大。本文主要的研究区域为吕宋海峡,研究对象为内潮,该现象在近岸已演变为其它的内波形态,本文不做研究,因此上述误差对研究区域的影响可以不考虑。

图3 海区均方根误差分布Fig.3 RMS error distribution in the sea area

图4 模式与TPXO7.1正压潮振幅间的差异Fig.4 Difference of the tidal amplitude between the model and TPXO 7.1

3.2 M2内潮

内潮的产生和传播会引起海水等温度面的起伏,因此通过观察海水温度垂向结构的时间变化可以客观地描述内潮现象。在连续层化的海洋中,内潮的最大振幅往往出现于浮性频率极大值的温跃层处。本文选定6个具有代表性的站点(见图5),表1为各站点具体信息,对每个站点250 m以浅的海水等温线从2月27日起绘制了72 h的时间序列图。如图5所示,海水等温线随时间的变化可以表征内潮现象。内潮波动起伏较大的4个站点为吕宋海峡内的2,3,4号点以及位于陆坡的5号点,在这4个点,海水等温线在72 h内共出现了6个波锋,相邻2个波峰的时间间隔介于12～13 h,与M2正压潮周期相近,由此可判断该内潮的波动周期响应于海表的正压潮。4个点的内潮波形在250 m以内由浅至深逐渐变陡,但各站点的波动振幅有所不同,2号点的最大振幅出现在150～220 m的温跃层,为35 m左右;3号点的最大振幅出现在150～230 m的温跃层,为40 m左右;4号点的最大振幅出现在170～210 m的温跃层,为30 m左右;5号点的波形与前3个站点相比整体稍平坦,最大振幅出现在150～190 m的温跃层,为20 m左右。从振幅来看,2号和3号点的内潮要强于其它点,根据表1,2号和3号点位于岛坡,水深较其它站点要浅,M2正压潮通过吕宋岛架时,与当地剧烈变化的海底地形交互作用,大振幅内潮由此产生。在1号点,内潮波形和波动周期与2号和3号点的相比明显不规则,可以判定该处内潮受局地正压潮的影响较小,为别处传播而来。从6个站点内潮的情况来看,在岛坡附近产生的M2内潮向南海和太平洋2个方向传播,向南海传播到达4,5和6号点以及向太平洋传播到达1号点时,由于在传播途中能量的耗散,振幅明显减小,强度有所减弱。average)获得,公式如下:

图5 各站点250 m以浅温度(℃)随时间的变化Fig.5 Time-varying temperature(℃)in the upper 250 m in each site

表1 各站点位置和水深Table 1 Location and depth of each site

其中k代表总层数,n为某一特定层,h代表每层厚度,则斜压流速为:

然后计算脉动压强,公式为:

上式中右边第1项为斜压海表面压强,可通过压强垂向平均后为0的斜压条件推导获得:

3.3 M2内潮能通量

3.3.1 内潮能通量计算公式 内潮能量为内潮在生成和传播过程中等密度面垂直起伏引起的势能与水质点运动产生的动能之和。在实际海洋中,内潮能量在传播的过程中不断耗散,其大小分布可以表征内潮的生成与传播特性。

本文为计算模式的内潮能通量,采用了Nash et al.[12]和J.R.Munroe et al.[13]的方法,即能通量为斜压流速和脉动压强乘积的垂向积分。全场每个格点的斜压流速由全流流速去除正压流速得到,正压流速由全流流速做垂向厚度权重平均(Thickness weighted

第2项中ρ′(z⌒,t)为脉动密度,计算公式为:

这里ρ(z,t)为瞬时密度,¯ρ(z)为至少1个潮周期内平均后的垂向密度剖面值。在求得psurf和ρ′(z⌒,t)后,得到脉动压强p′(z,t)。对斜压流速和脉动压强的乘积进行垂向积分,即为内潮能量通量,公式如下:

3.3.2 吕宋海峡M2内潮能通量 根据公式(13),选取模式最后1 d(3月1日)的结果进行分析,得到吕宋海峡M2内潮瞬时纬向能通量的分布(见图6)。如图所示,能通量的高值集中在吕宋海峡,位于121°E与121.5°E之间存在很大的西向能通量,最大可达到50 kW/m,该区域包括了恒春海脊的一部分、吕宋海沟和部分岛坡,从能通量的西向分布可以发现,能量在西传的过程中有着明显的耗散;东向能通量的高值集中在岛坡附近,以伊特巴亚岛西北和巴丹岛西南最为显著,能通量最大可达到50 kW/m以上,在巴布延群岛西北,能通量则相对偏小,能通量的分布显示岛架附近产生的强东向能量在东传的过程中同样耗散明显。考虑到能通量分布与斜压流速有关,为进一步探讨斜压流速图所示(见图7),从巴丹岛以西的西向斜压流速分布来看,该流速在岛架的前沿处较大,并斜向下一直延伸至恒春海脊附近,在海脊顶部呈明显的束状射线结构,该流速结构斜向上一直延伸至120.5°E的海表,同时自该处海表西向斜压流速再次呈现斜向下分布的形态。Niwa and Hibiya[6]同样研究了M2内潮,通过数值实验分析了21.5°N断面斜压流速剖面(见图8),其刻画的吕宋海峡斜压流速分布特征与本文结果具有类似的现象。由于斜压流速的分布特征可以描述内潮能量的传递情况[14],结合岛坡的地形特征可以发现,由于岛坡由浅至深从超临界地形向亚临界地形过渡,在岛坡前沿,因为超临界地形的作用,内潮能量产生后在此发生了散射,使得该处能量较大并斜向下传播。该能量在恒春海脊附近发生了反射返回海面,由于海水为稳定层化,浮性频率随深度的变化使得反射能量的传播轨道发生了一定程度的弯曲,能量在到达海面后再次反射回海底。Johnston and Merrifield[15]认为,在稳定层化的海水中,对于近临界或者超临界地形的海脊,内潮波能在海脊的背面形成高模态,然而随着高模态内潮波的积极介入,不同模态的波动之间产生了一定的相消干涉,能量束也发生了变化,表现为其在逐渐远离海脊自海面与海底间反射传播的过程中逐渐减弱和变宽。如图所示,能量束于恒春海脊以西在海面与海底间反射的过程中因为高模态的相消干涉出现了明显的减弱和变宽现象。

图6 吕宋海峡瞬时纬向内潮能通量分布Fig.6 Instant latitude direction internal tide energy flux distribution in the Luzon Strait

图7 20.5°N断面瞬时斜压流速分布Fig.7 Instant baroclinic velocity distribution in the 20.5°N section

图8 21.5°N断面斜压流速分布(引自Niwa and Hibiya,2004)Fig.8 Baroclinic velocity distribution in the 21.5°N section(From Niwa and Hibiya,2004)

3.3.3 M2内潮生成源 为确定M2内潮的生成源,可通过计算能量散度来实现,正散度代表能量生成,负散度代表能量耗散,其计算公式为:

图9 吕宋海峡内潮能量散度分布Fig.9 Divergence distribution of internal tide energy flux in the Luzon Strait

这里Fx和Fy分别为x和y方向的能通量。本文将2月28日和3月1日2 d的x和y方向能通量分别做48 h平均,利用上式得到了图9。如图所示,121.5°E附近集中了强的正散度,该区域主要为岛坡,区域中伊特巴亚岛西北出现了整个海区最强的正散度,可知该处产生的内潮能量为整个海区最强,该处为重要的内潮生成源之一。此外,巴丹岛西南强的正散度也说明该处为内潮生成源之一,而在巴布延群岛的西北,同样存在与周围相比较强的正散度,结合地形特征可以发现,该区域仍以岛坡为主,潮地作用明显,可以断定该处也为内潮的生成源。而在恒春海脊以西的区域,虽然正散度值较大,但考虑到地形,本文认为该处的内潮能量虽然能在海脊的作用下局地产生,但由于在岛坡处产生的能量远大于其局地生成的能量,并结合图7也可知,该处的内潮能量很大一部分由岛坡附近生成后传至恒春海脊附近反射至该处而成,此观点与吴瑞中[14]的较为一致。图9中在位于121°E恒春海脊以西以及122°E伊特巴亚岛以北区域,出现了强的负散度,显示这些区域存在强的能量耗散。从整场的散度分布来看,强散度主要集中在海峡内,强正散度区域基本上围绕吕宋岛架分布,随着生成的M2内潮向东西2个方向传播所带来的能量耗散,相应的在能量传播途中的散度也不断减弱。其次,全场能量的生成与耗散区域是交错相邻的,尤其在生成源附近,除了有很强的能量辐聚,能量辐散也很强,Holloway et al.[16]认为,内潮的低模态特征为能量的产生区与耗散区相邻,本文模拟的为第一斜压模态的M2内潮,印证了Holloway et al.[16]的观点。

3.3.4 M2内潮能量的传播 在确定了M2内潮能量的生成源后,图10给出了能量向南海和太平洋的传播情况。图中能量为模式最后2 d(2月28日和3月1日)的全场经向和纬向能量48 h平均所得。图中为了使区域中高值能量的分布与传播更为明显,故将低于3 kW/m以下的能量滤去。如图所示,位于121°E与121.5°E间的强西向能量大小在15～30 kW/m,分为2支进入南海,1支产生于121°E巴布延群岛西北,直接向西南折转进入南海海盆;另1支产生于伊特巴亚岛和巴丹岛附近,为主要分支,以束状向南海陆架传播,在到达118°E后部分能量折向西南的海盆,其余的能量则沿西北传入中国近岸。2支能量在传播的途中均有明显的耗散,能量在到达陆架区域时已很微弱。由于模式中引入了内潮黏性项,使得南海内大量的斜坡地形在模式中被处理成具有侧边界的阶梯时具备了一定的黏性耗散功能,这使得模拟出的内潮能量在陆坡陆架处的耗散更接近真实情况。海区中能量的最大值出现于内潮生成源之一的伊特巴亚岛西北区域,达到了45 kW/m以上,该能量向东北方传入太平洋。此外,在122°E以东,能量主要以束状向东南传入太平洋。

图10 内潮能量向南海和太平洋的传播Fig.10 Internal tide energy propagation to the SCS and the Pacific Ocean

4 结论

本文在三维陆架海洋数值模式HAMSOM中引入了内潮黏性项,对模式进行了适当的参数化修正,并结合潮地作用机制利用其对吕宋海峡M2内潮进行了数值研究,发现该区域M2内潮及能量的生成与传播过程具有一些特征,主要结论如下:

(1)在250 m以浅,吕宋海峡产生的M2内潮振幅在温跃层处最大,岛坡附近的内潮强度明显大于别处,且最大振幅可达到40 m左右。

(2)吕宋海峡产生的M2内潮分别向东西2个方向传播,西向内潮能通量主要集中在121°E与121.5°E之间的区域,该区域包括了恒春海脊的一部分、吕宋海沟和部分岛坡,东向能通量主要集中在岛坡附近,东西向能通量在传播过程中耗散明显。

(3)巴丹岛以西的西向能量在吕宋海沟斜向下传播,与岛坡上沿超临界地形的散射作用密切相关,能量在恒春海脊附近发生反射返回海面,到达海面后再次反射回海底,高模态的内潮波在能量反射过程中于海脊背面产生,不同模态间出现了相消干涉现象。

(4)M2内潮的生成源主要集中在伊特巴亚岛西北、巴丹岛西南以及巴布延群岛西北的岛坡区域,其中伊特巴亚岛西北岛坡产生的内潮能量最大。全场内潮能量的生成与耗散区域是交错相邻的,印证了Holloway et al.[15]的观点。

(5)吕宋海峡内部产生的M2内潮西向能量分为2支进入南海,产生于巴布延群岛西北的能量分支直接向西南折转进入南海海盆,产生于伊特巴亚岛和巴丹岛岛坡附近的主要能量则以束状向南海陆架传播,在到达118°E后部分能量折向西南的海盆,其余的则沿西北方向传入中国近岸,能量在陆架陆坡地形的作用下大量耗散。伊特巴亚岛西北有海区最大的能量产生,向东北传入太平洋,而在122°E以东,能量主要以束状向东南传入太平洋。

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Abstract: Based on the z-coordinate model HAMSOM,we introduced the internal-tide viscosity term and applied the modified model to numerically investigate the M2internal tides in the Luzon strait for its generation and propagation.The results show that:(1)The amplitude upper 250 m of the M2internal tides generated in the Luzon strait is maximum at the thermocline.The internal tides near island slopes are stronger than those in other areas and the maximum amplitude there is about 40 m.(2)The island slope areas in the northwest of Itbayat island,the southwest of Batan islands and the northwest of Babuyan islands are the generation source areas of the M2internal tides.(3)The M2internal tides generated in the strait propagate eastward and westward.The westward internal tide energy at the west of Batan islands travels slantingly downwards and returns to seasurface after the reflection near the Heng-Chun Ridge, which returns to bottom after the second reflection on the seasurface.In this progress,high mode internal tides are stimulated and different modes appear the destructive interference phenomenon.The westward energy divides into two branches,one branch generated in the northwest of Babuyan Islands directly turns into the sea basin,the other branch generated in the island slope areas of Itbayat island and Batan islands travels to the South China Sea shelf like a beam.When arriving in 118°E,a part of this energy turns into the sea basin,and the rest part travels northwest to coast area of China.Continental shelf and slopes have an important function of energy dissipation.The highest internal tide energy in the Luzon Strait is at the northwest of Itbayat island,which propagates northeastwards to the Pacific Ocean.And in the east of 122° E,the eastward internal tide energy propagates southeastwards to the Pacific Ocean like a beam.

Key words: M2internal tides;HAMSOM;internal tide energy flux;the Luzon Strait

责任编辑 庞 旻

Numerical Simulation Study of M2Internal Tides Generation and Propagation in the Luzon Strait

LI Huan1,CHEN Xue-En1,SONG Dan2
(Ocean University of China 1.College of Physical and Environmental Oceanography,Qingdao 266100,China;2.Key Laboratory of Ocean Circulation and Wave,Institute of Oceanology,Chinese Academy of Sciences,Qingdao 266071,China)

P731.23

A

1672-5174(2011)1/2-016-09

海洋公益性行业科研专项(200905001);科技部对欧盟科技合作专项(0816);教育部留学回国人员科研启动基金;全球海洋水体质量的再分布及相应角动量变化研究项目资助

2010-04-08;

2010-05-10

李 欢(1983-),男,硕士生,主要从事海洋环流及内潮研究。

＊＊通讯作者:E-mail:xchen@ouc.edu.cn