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暖渦（warm vortex）是「暖性低渦」的簡稱，為中心暖於周圍的低壓渦旋。它的形成大多數是由於地形或熱力作用，其強度隨着高度的增加而減弱。 水平尺度一般為300—500km，厚度只有1—3km，多出現於近地面的空中。

中文名:暖渦

外文名:warm vortex

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形成原因:由於地形或熱力作用

變化規律:強度隨着高度的增加而減弱

簡介

暖渦的水平尺度一般為300—500km，厚度只有l—3km，多出現於近地面的空中。 其強度隨着高度的增加而減弱。在850hPa 或 700hPa上較清楚。它的形成大多數是由於地形或熱力作用。沒有或只有較弱的降水，參見西南渦和西北渦。

背景知識

中尺度渦旋（又稱天氣式海洋渦旋），是指海洋中直徑有100-300千米。壽命為2-10個月的渦旋。相比於常見的用肉眼可見的渦旋，中尺度渦旋直徑更大、壽命更長；但相比一年四季都存在的海洋大環流有小很多，故稱其為中尺度渦旋。它通常分為兩種：氣旋式渦旋（在北半球為逆時針旋轉），反氣旋式渦旋（在北半球為順時針旋轉）。中尺度渦旋很像大氣中的氣旋和反氣旋，故又稱天氣式海洋渦旋。

通常分為兩種：氣旋式渦旋（在北半球為逆時針旋轉），其中心海水自下而上運動，將下層冷水帶到上層較暖的水中，使渦旋內部的水溫比周圍海水低（一般中心海面高度比周圍低），又稱冷渦旋。另一種是反氣旋式渦旋（在北半球為順時針旋轉），其中心海水自上而下運動，攜帶上層的暖水進入下層冷水中，渦旋內部水溫比周圍水溫高（一般中心海面高度比周圍高），又稱暖渦旋。

中尺度渦對海表溫度(SST)的影響，氣旋（反氣旋）式的中尺度渦對應着低（高）的海面高度（SSH），在地轉的作用下使海面海水輻散（輻聚），從而引起了下層（上層）海水的上升（下降）以作為補充，進而使海面呈現出低（高）的SST。故而中尺度渦又有冷渦和暖渦之分，分別對應着氣旋渦和反氣旋渦。

對熱帶氣旋的影響

研究歷史

熱帶氣旋（TC）與海洋中暖渦的相互作用在TC強度的研究中日益受到重視。

研究表明由於大西洋和墨西哥灣的颶風Opal（1995）、Mitch（1998）和Bret（1999）遇到暖渦，使得這些颶風快速增強。在1995 年9 月4 日，颶風Opal 在墨西哥灣遇到暖渦，強度迅速增強，14 h 內Opal 強度從965 hPa 加強到916 hPa。在西太平洋，颱風Imbudo 在2003年7月20日遇到暖渦，12 h內中心氣壓減少了20 hPa。

模擬試驗

利用UNIX 或LINUX 操作系統下IPC（InterprocessCommunication）技術中的管道通信實現了中尺度大氣模式MM5（the fifth-generation PennsylvaniaState University-National Center for AtmosphericResearch Mesoscale Model）與三維海洋模式POM的雙向同步耦合。通過管道技術，完成進程控制、管道建立、交換數據的功能，在兩個模式中利用Fortran 和C/C++語言混合編程對控制耦合模式的開關變量進行了定義，通過分析開關變量來控制耦合模式的數據交換，以及完成調用公共模塊、對交換的物理量進行水平插值等功能， 從而實現兩個模式的雙向同步耦合。其中，由於POM 和MM5 採用的水平網格不同，模式之間傳遞的變量先進行插值處理，插值方法採用最優插值法。這樣，MM5 採用當前時次POM 預報的SST 驅動，POM 由當前時次MM5 預報的海面風應力、感熱通量、潛熱通量強迫，較為真實地反映了颱風和海洋的狀況。

耦合試驗中POM 模式範圍設定為0°～30°N，99°～130°E，水平分辨率為0.25°×0.25°，在垂直方向上，模式採用不均勻間隔的21 個Sigma 層，對上層海洋的分層進行加密，外模的時間步長是60 s，內模的時間步長是1800 s，採用真實地形。

敏感性試驗中，TC 在海面移動時會遇到暖渦，暖渦中心位於（14.75°N，115.25°E）。

暖渦的初始化方法如下:首先構造一個暖渦，暖渦混合層深度設為125 m，其混合層內溫度設為31℃，暖渦大小為2°×2°，暖渦外海溫等要素均與對比試驗相同，然後在該溫度場下POM模式以診斷模式運行至平衡態，這個過程中流場圍繞溫度場進行初始調整。之後POM再以預報模式運行10天進行動力調整，該過程中SST 保持不變。

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影響

通過建立中尺度海氣耦合模式進行一個敏感性試驗，敏感性試驗中TC在海面移動時遇到暖渦。試驗結果表明暖渦的存在使得TC增強，中心氣壓減少了15 hPa，暖渦的存在並沒有使得TC更快速增強，但抑制了TC的衰減，使得TC增強的時間延長。另外，TC 中心離開暖渦後TC仍然維持一定時間的增強，即暖渦對對TC強度的影響仍然存在。分析得出，由於暖渦處的混合層很深，阻止了溫躍層的冷水挾卷到混合層中，使得TC引起的海面降溫較小，因此抑制了TC的衰減。

南海暖渦

據研究，南海平均每年產生約18個中尺度渦，其中暖渦略多於冷渦。南海的渦旋主要產生於海盆內，通過呂宋海峽進入的較少。

研究歷史

（1）50年代末的情況

在海南島以東、西沙群島以北南海暖流順流右側的海域存在着一個順時針環流。這一順時針密度環流大致以19°N, 113°E為中心,呈橢圓形,長軸半徑約60n mi le。這個環流的地轉流速相當強,表層最大可達98cm /s, 100m層仍可達64cm /s,其影響深度可達200m以深,此圖系自海南島東岸向東橫跨暖渦的緯向斷面。當年認為,這個暖渦與海南島東岸夏季發生強烈的上升流現象有着密切的關係。在西南季風作用下,近表層高溫低鹽水離岸輸送,在遠離海岸的外海水域下沉,形成暖水輻聚區,導致順時針密度環流。這種解釋對6月的情況是合適的,因為南海北部6月已處於偏南季風的作用下了,但對於3月的情況就不合適,因為南海北部3月尚處於東北風的作用之下。這是當年留下了一個問題,猜測還有其他的動力因素導致產生順時針環流。

當年我們已經注意到冬季( 12～ 3月)南海北部南起海南島以東,東至粵東沿岸一帶表層出現的高鹽(> 34. 5)帶是與南海暖流自西南流向東北的途徑有關,此時水體將產生顯著的順時針橫環流,導致南海暖流左側普遍出現高鹽帶。也就是說,當年我們認識到冬季在南海暖流的左側也有海水上升運動。但是,由於只考慮東北風將使海水向岸輸送形成堆積, 同時海面冷卻, 這就難以解釋1959年3月在南海暖流右側出現的順時針小環流了。現在認為,它是由於南海暖流在海南島以東海域作反氣旋式彎曲所導致的海流右側海水輻聚現象。

（2）70年代下半期至80年代上半期的情況

國家海洋局南海分局於1975～ 1984年期間在南海北部陸架鄰近水域開展了10a 水文斷面調查,他們在密度環流結構的研究中指出: 在中沙、西沙群島以北海域存在着許多渦旋現象。1976～ 1983年8月et = 24的80m層等值線分布圖和同期春季et = 24的水體分布圖。這兩幅圖中的封閉曲線顯示了1976～ 1983年春季和夏季在海南島以東、西沙和中沙群島以北所出現的暖渦的位置及其移動情況。

有文獻根據位渦度守恆原理解釋了西向流(指黑潮南海分支)從深海區沿緯向流經陸坡海域時,由於水層厚度減小而產生順時針旋轉並延伸為南海暖流的現象。這樣,在海流轉彎處的右側將產生順時針環流。等值線分布圖和水體分布圖中位置偏南的那些暖渦的形成機制可能與此有關; 至於位置偏北的那些暖渦則是由於南海暖流的途徑作反氣旋式彎曲時形成的。當然,有些離海南島東岸較近的暖渦,例如, 1976, 1978, 1979及1981等年8月出現的一些暖渦,也可以用這裡夏季盛行偏南風,海南島東岸常出現上升流,導致離岸較遠處發生海水輻聚現象來解釋。

（3）90年代初期情況

1992年3月海峽兩岸海洋學家在南海東北部海域進行環流「配合性」協同調查時,在調查海區的西南部也觀測到順時針轉動的暖渦,但由於調查區域的局限只見到這個暖渦的東北半部。有研究認為這個暖渦與1959年3月我們在海南島以東、西沙群島以北海域觀測到的那個暖渦(圖1a )相一致。其實,這兩個暖渦雖同在3月出現,但它們的位置和尺度是有較大差異的。

暖渦原圖鏈接圖片來源百度網

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特點

海南島以東外海的暖渦,自50年代末出現以來,是常常存在的,不僅夏半年出現,冬半年也出現。它是當南海北部的西向流遇到海岸和海底地形的約束作反氣旋式轉彎延伸為南海暖流時,在轉彎處右側形成的。同時,當流向東北的南海暖流其途徑作反氣旋式彎曲時,也會在其右側形成暖渦。冬半年這種順時針流渦比較弱,當夏半年處在偏南風作用下,海南島東岸出現上升流時,這種順時針流渦會得到加強。

菲律賓以東海域研究

菲律賓以東海域是太平洋西 部邊 界流—黑潮和棉蘭老海流的源地 和流經的水域。

在強大的表層流附近常常出現各類渦旋，這對黑潮和棉蘭老海流來說也不例外。

Nitani(1 9 7 2) 引用 40 年代和 60 年代多次調 查結果, 進一步闡明了呂宋海峽以東的黑 潮右側存在着一個暖渦, 並指 出在棉蘭老以東的棉蘭老海流的左側存在着一個以低鹽 (2 m 層 ) 為其特徵的 冷渦 , 人們 稱為棉蘭老冷渦。 到80年代, 管秉賢(1983,1986,1989) 利用黑潮及其鄰近水域的合作調查期間 獲得的水文和海流資 料, 對上述 暖渦 和冷渦 的存在和主 要特徵進 行 了詳細的 論述, 並 討論了棉蘭老 冷渦的 變異 與EI Nino的關係。 迄今為止, 在菲律賓以東海域有無其它渦旋存在, 尚未見報道。

後來通你在該海域的觀測資料, 發現在薩馬島以東海域存在有一個次表層暖 渦, 這 將對分析研究 菲律賓以東 海域的環流具有一定的理論意義。

Samar暖渦的確定

1988年10月, 曾在薩馬島和棉蘭老島以東海域進行了4個斷面的觀測。

根 據 Nitani(19 7 2) 分 析, 本海域中層水包括兩部分: 北太平洋中層低鹽 ( < 34.40 ) 水和赤道中層高鹽 ( <34.5 0) 水。 赤道 中層高鹽水是 由 7°N 以南向本海域擴展, 潛居在 北太平洋中層低鹽水 以下, 所 以使得 很厚 水層鹽度變化不 大。 正 由於這個原 因, 本海域海水密度的變化主要取決於溫度變化。 因此, 從質量 場看, 圍繞這塊 以高溫 (低密)為主要 特徵 的水 應有一個反氣 旋式 渦, 即暖 渦, 把它稱作Samar 暖渦。

特徵

（1）Samar暖渦可能每年都會出現。

（2）從Samar暖渦的強度和中心位置及潛在深度上看有着明顯的年際變異。

（3）這個暖渦的上界深度在20m 層以下, 下界深度延伸至1500m 以下,一般潛在50m層以下。

（4）Samar暖渦的最大速度約 為10cm/s 。

（5）從暖渦流速的量值看, 它是一個比較弱的次表層暖渦。

Samar暖渦形成原因

關 於 Samar暖渦形成的原因是比較復 雜的，根據資料的分析, 初步認為與棉蘭老潛流有密切的關係。當棉蘭老潛流沿岸北上的過程中, 在薩馬島以東遇到由西北向東南流動的菲律賓東部沿岸流, 將一同轉向東, 爾後轉向南, 因此棉蘭老潛流在向右轉的過程中可能導致了Samar暖渦的形成。

從 19 8 8 年 和 19 8 9年 的情況看, 兩者的變 化是非 常一致 的。1988年棉蘭老潛流上界深度約為500m, 下 界深度約為1400m, 核心流速 為 5一10cm /s 。1989年 棉蘭老潛流潛居在110m 以下, 核心流 速 小 於5cm /s。 這些 與薩馬島以東海域暖 水存在的深度是一致的, 換 句話說, 是與 5一10cm /s的變化也是一 致的。 當棉蘭 老潛流強的時候,Samar暖渦也強 ;反之亦然。

由此看來, 棉蘭老潛流對Samar暖渦的形成起着重要作用。