南海東北部葉綠素a濃度對臺風“風泵”和黑潮共同作用的響應

劉宇鵬，唐丹玲，梁文釗

( 1. 中國科學院南海海洋研究所 熱帶海洋環境國家重點實驗室/廣東省海洋遙感重點實驗室，廣東 廣州 510301；2. 南方海洋科學與工程廣東省實驗室（廣州），廣東 廣州 511458；3. 中國科學院大學，北京 100049；4. 香港大學 地球科學系，香港999077)

1 引言

葉綠素 a（Chlorophyll a，Chl a）濃度是浮游植物生物量和海洋光合自養生物量的重要指標，在物質循環和能量轉換中起著重要作用[1-2]。雖然海洋中的浮游植物生物量僅占全球植物碳總量的1%～2%，但這些生物的固碳量約占了全球總碳含量的40%[1]。

南海東北部位于呂宋海峽西側，是南海海水與西北太平洋海水交換頻繁的海域，受黑潮入侵影響顯著，且南海的黑潮入侵主要位于呂宋海峽西北側海域。寡營養鹽的南海東北部，海水層結穩定，夏季浮游植物的生物量很低[3]，營養鹽通常成為限制其浮游植物增長的主要因子[4-5]。南海東北部受冬季盛行的強東北風和夏季盛行的西南季風影響。南海東北部的葉綠素濃度最大層（Chlorophyll Maximum Layer，CML）的平均深度約為75～100 m，夏季海表的葉綠素濃度較低（小于0.15 mg/m3）[6-7]。南海東北部夏季是臺風多發季節[8-10]。臺風“風泵”作用主要通過引起上層海水輻散產生上升流，將下層冷營養水輸送到上層，并通過大風夾卷加劇上層海水垂直混合，影響海洋生態環境[11]。熱帶氣旋所造成的海洋混合、渦旋和上升流，能為寡營養的南海東北部上層真光層補充大量營養鹽，誘發浮游植物的迅速增長，提高初級生產量，對南海碳循環具有重要的影響[12-13]。南海東北部夏季同時還受黑潮、氣旋和反氣旋渦的影響，且南海東北部的黑潮入侵冬季強夏季弱[8-10]。

與南海典型海水相比，表層黑潮水高溫高鹽，營養鹽含量低，因此黑潮入侵可以抑制高營養鹽的深層海水對真光層內的供應速率，從而降低表層水體葉綠素濃度，抑制南海表層的生物增長[14]。研究發現，熱帶氣旋可以改變黑潮主流的方向，并可能影響黑潮的流量和強度[8,15]。黑潮是否能引起葉綠素濃度的增長仍有不同的說法，有研究表明黑潮鋒面能引起南海北部冬季Chl a濃度增加[15]，但也有研究表明黑潮抑制了東海浮游植物的增長[14]。且目前黑潮對南海Chl a濃度影響的研究主要集中在年際尺度[6,14-15]。到目前為止，對熱帶氣旋和黑潮如何共同作用于浮游植物Chl a濃度鮮有研究。

因此，本文選取2015年7月5-9日通過南海東北部的一級臺風“蓮花”，分析臺風“風泵”作用下黑潮如何作用于Chl a濃度的分布和變化，繼而對Chl a濃度在臺風和黑潮共同作用下的可能響應機制進行探討。

2 數據與方法

2.1 臺風數據

臺風數據從美國氣象網站獲取，時間分辨率為6 h，其中包括臺風中心位置、海表面10 m處最大持續風速（Maximum Sustained Wind Speed，MSW）、臺風狀態和衛星云圖（http://weather.unisys.com）。臺風“蓮花”的平均移動速度通過其相鄰兩臺風中心位置的歐氏距離除以相鄰兩點時間間隔進行估算。

根據薩菲爾-辛普森臺風等級判斷，臺風“蓮花”是一級臺風，MSW約為120 km / h，平均移速約為2.7 m/s（圖1）。該臺風起源于2015年7月2日西太平洋生成的熱帶低氣壓。它最初向西北移動經過菲律賓并于7月5日進入南海，最大持續風速約為83 km/h，升級為熱帶風暴。臺風“蓮花”于7月6日經過研究區域B區，于7月7日經過研究區域A區，并持續保持熱帶風暴等級。7月8日增強為一級臺風并向北移動。當它到達臺灣島西南部（22.20°N，118.40°E）時，MSW約為87 km/h，平均移速約為2.6 m/s。隨后臺風“蓮花”持續增強（MSW約為120 km/h）并于7月9日06時登陸珠江三角洲，最終于7月9日18時消亡。

圖 1 研究區域及臺風路徑Fig. 1 The study area and typhoon path

2.2 遙感和模式數據

地形數據是從美國國家地球物理數據中心（National Geophysical Data Center，NGDC ）獲 得的ETOPO2數據，空間分辨率為2弧分（https://rda.ucar.edu/datasets/）。周平均降雨量數據是從ASCAT獲得，空間分辨率為 0.25°×0.25°（http://www.remss.com）。周平均海平面10 m高度風場數據和風應力數據從Ifremer（ftp.ifremer.fr/ifremer/cersat/products/gridded/）獲得，空間分辨率為0.25°×0.25°。周平均海面溫度（Sea Surface Temperature，SST）數據通過GHRSST OSTIA獲得的日平均數據求7 d平均所得，空間分辨率為5 km×5 km（http://poet.jpl.nasa.gov）。周平均混合層深度（Mixed Layer Depth，MLD）采用HYCOM模式的日平均數據求7 d平均獲得（https://www.hycom.org/），空間分辨率為（1/12）°。周平均海平面異常（Sea Level Anomaly，SLA）數據是從AVISO提取的每日SLA求7 d平均所得，空間分辨率為 0.25°×0.25°（http://marine.copernicus.eu/）。周平均海表地轉流數據（Geostrophic Sea Surface Currents，geo-SSCs）是從 Globcurrent獲得的日平均數據求 7 d平均所得，空間分辨率為 0.25°×0.25°（http://globcurrent.ifremer.fr/）。全深度（0～200 m）總流場數據采用HYCOM全深度的日平均流場，空間分辨率為（1/12）°（https://www.hycom.org/）。

MODIS Aqua和MODIS Terra數據融合說明由于臺風前后受云層影響，遙感獲取的周平均海面Chl a濃度數據存在很多缺失，故本研究將空間分辨率為4 km×4 km的 MODIS Aqua和 MODIS Terra的L3產品數據進行融合。融合方式主要為當MODIS Aqua沒有數據時用含有數據的MODIS Terra對應區域Chl a濃度數據進行補充，MODIS Aqua和MODIS Terra都有數據時取平均值，從而獲取足夠用以判斷臺風前后研究區域遙感的海表Chl a濃度變化的融合圖像（圖2）。原始Chl a濃度來自于http://oceancolor.gsfc.nasa.gov/。

單點遙感數據和模式數據提取中的分辨率同步：（1）在空間分辨率上，本文在斷面各站位、各Argo點HYCOM數據提取中，采用基于三角形的線性插值的二元函數曲面擬合的方法（Matlab中的griddata函數的“linear”），將遙感數據與HYCOM的模式數據統一插值為 0.04°×0.04°（即與分辨率最高的 MODIS 數據相同），再通過將與對應斷面站位或Argo點歐氏距離最小的最鄰近像元作為相應點位的遙感數據和模式數據值；（2）在時間分辨率上，遙感數據空間分布的對比統一將日平均數據求7 d的非空平均值（即Matlab中的nanmean方法），時間范圍選擇與MODIS融合的遙感Chl a濃度7 d平均相對應。

2.3 實測數據

2015年7月16-17日的航測位勢溫度、鹽度、位勢密度和Chl a濃度數據是從中國科學院南海海洋研究所2015年7月南海北部共享航次獲得。航測位勢溫度、鹽度、位勢密度通過航次站位下放的Sea-Bird CTD (SBE911)獲取，采樣間隔為1 s。本研究使用的S61-S67號站位是119°E斷面的采樣點，這些采樣點位于呂宋口西側且幾乎與臺風“蓮花”路徑平行。臺風在S64站位附近與119°E相交。航測的Chl a濃度數據通過在船上過濾水樣，并將樣品帶回實驗室通過熒光計測量。Chl a濃度實測數據是從表層到200 m分層采樣。

Argo數據通過www.argodatamgt.org免費下載。Argo1（2901502）和 Argo2（5904563）分別位于研究區域A區（S61-S63站位）和研究區域B區（S65-S67站位）右側50 km范圍內。這兩個Argo測量了表層到2 000 m的位勢溫度、鹽度和位勢密度，本文選用0～300 m的數據，其采樣間隔為1 m，Argo1的采樣周期為10 d，Argo2的采樣間隔為4 d。本研究選取的兩個Argo數據已經過通過一系列自動檢查和延遲模式質量控制[16]。密度躍層上界深度根據國家海洋調查規范GB/T 12763.7-2007，取垂向密度梯度首先超過0.015 kg/m3的深度。

2.4 計算方法

?？寺槲俾剩‥kman Pumping Velocity，EPV）通過ASCAT周平均的海表風應力（）數據計算所得，計算公式如下（正值表示方向向上）[17]：

3 結果

3.1 表層浮游植物葉綠素的空間變化特征

Chl a濃度在臺風“蓮花”過境1周前（6月26日至 7 月 3 日）顯示（圖 2a，圖 2e），研究區域 A（包含站位S61-S63）的平均Chl a濃度高于研究區域B（含站位S65-S67），其中A區的S63站位Chl a濃度較低（約0.15 mg/m3），但在站位 S61-S62之間存在海表Chl a濃度大值（約高于0.3 mg/m3）且S62站位海表Chl a濃度約為0.25 mg/m3，整個A區平均Chl a濃度約為0.15 mg/m3；研究區域B區平均海表Chl a濃度低于A區，約為0.08 mg/m3，且B區Chl a濃度分布均勻。雖然臺風過境后云層增厚引起部分區域的遙感Chl a濃度數據缺失，但A區站位S62、S63和B區站位S65在整個臺風前后都有遙感Chl a濃度值。因此通過3個站位遙感Chl a濃度的時間序列（圖2e）可知，臺風過境時A區的S62站位海表Chl a濃度仍維持較高值（約0.25 mg/m3），而過境1周和2周后逐漸降低至背景海表Chl a濃度值（約0.1 mg/m3）；臺風過境前后A區S63站位的海表Chl a濃度變化不大（約0.1～0.13 mg/m3）；而臺風過境時B區S65站位海表Chl a濃度略有增加（約0.12 mg/m3），臺風過境1周后明顯增加至臺風過境前3倍以上（約0.35 mg/m3），臺風過境2周后逐漸恢復至臺風過境前海表Chl a濃度水平。

3.2 呂宋海峽西側斷面的溫鹽和Chl a濃度的垂向分布

圖 2 臺風“蓮花”過境前后Chl a濃度變化Fig. 2 The Chl a concentration changes before and after Typhoon Linfa

圖3為臺風過境7～8 d后（7月16-17日）的航次實測的溫鹽和Chl a濃度剖面。臺風過境1周后，站位S61-S63所在的A區CML位于75 m水深附近，平均Chl a濃度約為0.43 mg/m3，A區0～100 m水深的Chl a濃度積分約為30.4 mg/m3；站位S65-S67所在的B區CML出現在20 m水深附近，平均Chl a濃度達0.4 mg/m3，B區0～100 m水深的Chl a濃度積分約為34 mg/m3。位勢密度、位勢溫度、鹽度和密度躍層上界基本呈現相同的分布趨勢。臺風過境約1周后，A區表層（0～10 m）海溫和鹽度比B區更高（A區海溫高于28.5 ℃，鹽度為34.25，B區海溫低于28℃，鹽度為33.5），A區位勢密度、位勢溫度和鹽度在0～200 m的層結比B區更為穩定，且A區密度躍層上界比B區更深（A區密度躍層在水深35～50 m，B區密度躍層在水深20～25 m）。B區S65站位20～150 m出現明顯的密度、溫度、鹽度等值線的上凸，說明臺風過境1周后該區域可能存在強的上升流，且能影響30 m以淺。而A區水深45～140 m的溫鹽剖面在S62站位附近存在弱的等值線上凸。

圖 3 2015年7月16-17日航次實測的水文和生物斷面圖Fig. 3 Hydrological and biological profiles from cruise data in 16-17 July, 2015

3.3 遙感觀測的臺風過境前后降雨、溫度及流場的特征

臺風過后，降雨增多是引起海表鹽度降低、海表溫度下降的因素之一。降雨空間分布（圖4a1至圖4a4）顯示，臺風“蓮花”路徑附近在臺風1周前A區和B區基本沒有降雨。臺風過境時B區有明顯降雨（平均約為9 mm/h），A區此時降雨很少。臺風過境1周后，A區降雨仍然不明顯，除了站位S63西側有少量降雨（約3 mm/h），但B區降雨仍然較多（平均約5～6 mm/h）。臺風過境2周后，A和B區基本沒有降雨，恢復臺風過境前水平。從空間分布上，臺風前后研究區域A和B的降雨分布與海表Chl a濃度存在較大差異，說明降雨可能不是Chl a濃度變化的主要影響因素。

海表溫度（SST）空間分布（圖 4b1 至圖 4b4））顯示，臺風“蓮花”過境1周前，A和B區SST相當且分布都較為均勻，平均SST約為30.5℃。臺風過境時，B區SST整體出現顯著低溫（平均約為27.5℃，降溫幅度約為3℃），A區SST整體降溫（平均約為28℃）但降溫幅度（約2～2.5℃）略小于B區。臺風過境1周后，A和B區SST持續降低（平均約為27～27.5℃），且整個區域都出現降溫，最大降溫帶沿臺風“蓮花”路徑分布。臺風過境2周后，A和B區SST逐漸回升至28.5℃，但仍然低于臺風過境前SST。從空間分布上來看，臺風前后研究區域A和B的SST分布與降雨存在較大差異，說明臺風過后降雨不是SST降低的主要影響因素。

海表地轉流場（geo-SSCs）和海表高度異常（SLA）的空間分布（圖4c1至圖4c4））顯示，臺風過境1周前在A區東側存在一個氣旋性渦旋（SLA平均值約為-5 cm），渦旋中心位于 19.5°E，121.8°N（SLA 平均值約為-8 cm），且站位S61和S62位于該氣旋性渦旋的邊緣（圖4c1）。臺風過境時，該氣旋性渦旋沿經向略有拉伸（經向直徑超過200 km），其中心向西南方向移動至 21.4°N，119.3°E（SLA 平均值約為-6.5 cm），此時渦旋中心已位于A區內S62站位東側（SLA約為-10 cm），S61-S63站位都已位于渦旋內（圖4c2）。臺風過境1周后，該氣旋性渦旋分離成南北兩個弱的（平均SLA為-3 cm、平均直徑約80 km）氣旋性渦旋，渦旋中心分別位于 A 區和 B 區內（21.5°N，119.4°E；20°N，119.3°E），站位S61和S62位于北部渦旋內，站位S65和S66位于南部渦旋內（圖4c3）。臺風過境2周后，A區氣旋性渦旋消失，B區氣旋性渦旋明顯增強（平均SLA約為-6 cm）且該氣旋渦中心向東北移動至B 區外（20.5°N，119.8°E），平均直徑增大至約 165 km，站位S63-S66都位于該增強的渦旋邊緣（圖4c4）。臺風過境使A區的氣旋性渦旋先增強后減弱，使B區產生氣旋性渦旋并持續增強。

圖 4 臺風前后降雨、海表溫度、海表高度異常疊加地轉流的空間分布Fig. 4 Spatial distribution of rainfall, sea surface temperature, sea level height anomaly with sea surface geostrophic currents before and after typhoon

3.4 臺風過境前后風場及風應力變化

臺風過境前1周，A區和B區埃克曼抽吸速率（EPV）都很弱（小于|0.5×10-5| m/s），整個研究區域都呈東北風，平均風速約為3.5～4.5 m/s，兩個區的區內平均MLD約為18 m（圖5a，圖5e，圖5f）。臺風過境時，A區EPV明顯增強且呈正值（平均值約為4×10-5m/s），B區EPV略有增強且呈正值（平均值約為2×10-5m/s），風速明顯增大且呈現沿臺風軌跡的氣旋性風場，最大風速能達到10 m/s，B區MLD加深約9 m，大于A區（約 5.5 m）（圖5b，圖5e，圖5f）。臺風過境1周后，A區和B區EPV逐漸恢復臺風前水平（平均EPV小于1×10-5m/s），風向也恢復過境前東北風向，A區MLD淺于臺風前深度（12～13 m），B區MLD變淺但深于臺風前深度（20 m）（圖5c，圖5e，圖5f）。臺風過境2周后，A區和B區EPV恢復臺風前水平，風向由東北轉向北，A區MLD加深至22 m，B區MLD恢復至臺風前水平（19 m）（圖 5d，圖 5e，圖 5f）。由圖 5可見，臺風產生的強的風應力在A區引起強的?？寺槲饔茫渥饔妹黠@強于B區，但B區MLD加深更明顯說明該區域臺風過境后海洋混合更強烈。

圖 5 臺風過境1周前（a）、過境時（b）、過境1周后（c）和過境2周后（d）埃克曼抽吸速率和風場水平分布及A、B區內平?？寺槲俾剩╡）和混合層深度時間序列（f）折線圖Fig. 5 Distribution of the Ekman pumping velocities and wind fields one week before typhoon (a), during typhoon (b), one week after typhoon (c), and two weeks after typhoon (d), and time series line charts of area average Ekman pumping velocities (e) and mixed layer depth (f)

3.5 臺風過境前后垂向水文動力過程

Argo1位于A區S63站位右側50 km范圍以內，Argo2位于B區S66站位右側50 km以內，測量數據分別用以代表臺風過境前后A區和B區垂向的水文動力過程（圖6a，圖6b）。臺風過境前2個Argo所在區域的海表溫度相近（約30.5℃），海表（0～30 m）鹽度Argo1（約34.4）明顯大于 Argo2（約33.85），海表（0～30 m）密度Argo1也明顯大于Argo2。臺風過境時Argo2溫度和密度曲線抬升明顯強于Argo1，Argo2密度曲線抬升在水深0～300 m都存在，Argo1密度曲線抬升主要在水深0～100 m，水深120～220 m也略有抬升，說明臺風過境時在Argo1和Argo2所在區域都引起上升流，但Argo2所在區域上升流強度大于Argo1所在區域，且影響深度也大于Argo1所在區域；Argo1所在區域表層鹽度降低了0.25，Argo2所在區域表層鹽度增加了0.15，是降雨影響還是水團入侵需要進一步分析。臺風過境2周后，Argo1溫度、密度曲線逐漸恢復至臺風過境前水平，并與臺風過境前曲線在水深35～40 m間交叉，Argo2溫度、密度曲線較之臺風過境前仍然存在明顯的抬升，且與臺風過境時曲線多處存在交叉。說明臺風過境2周后Argo2上升流強度沒有減弱甚至有所增強，而Argo1處水深0～120 m上升流已經基本消失。表層（0～30 m）鹽度Argo1處降低至Argo2處臺風過境前水平（約33.85），而Argo2表層鹽度仍然在降低（降低至33.55）。

圖 6 Argo1（a，b）和 Argo2（c，d）溫鹽和密度曲線Fig. 6 The potential temperature, salinity and potential density in Argo1 (a, b) and Argo2 (c, d)

3.6 臺風過境后HYCOM溫鹽剖面與CTD數據對比

由圖7可見，HYCOM在臺風“蓮花”影響后的南海北部海域溫度場有很高的模擬精度（R2=0.815，P=0.000 1＜0.05），鹽度場的模擬效果（R2=0.438，P=0.000 1＜0.05）差于溫度場，但鹽度場的模擬仍滿足超95%置信度。站位S62（溫度模擬精度R2=0.99，P=0.000 1；鹽度模擬精度R2=0.79，P=0.001 4）、S66（溫度模擬精度R2=0.98，P=0.000 1；鹽度模擬精度R2=0.49，P=0.035 2）和 S54（溫度模擬精度R2=0.98，P=0.000 1；鹽度模擬精度R2=0.81，P=0.001 0）3個站位CTD的溫鹽剖面與HYCOM模擬的溫鹽散點趨勢非常吻合且相關性滿足P＜0.05 假設檢驗（圖 7c，圖 7d，圖 7e），進一步證明可以通過HYCOM定性分析南海北部上層海洋0～200 m垂向溫鹽結果和動力過程。

圖 7 HYCOM和CTD實測溫度和鹽度對比Fig. 7 Comparisons between CTD-measured temperature and salinity and HYCOM model output data

4 討論

4.1 臺風“蓮花”引起的葉綠素濃度增加

南海是寡營養鹽海域，也是臺風多發的海域，而呂宋海峽附近的南海海域受西太平洋生成的臺風影響頻繁[12]。臺風通過埃克曼抽吸作用影響海洋的垂向運動，根據臺風的強度產生不同程度的上升流和海洋垂向混合[11]，改變MLD和密度躍層的厚度[18]，將營養鹽向上層輸運，為表層浮游植物迅速增長提供營養物質[19]。許多研究已經發現海洋中Chla濃度對臺風有強烈的響應，時間滯后1周到2周不等，且常伴隨SST降低、SLA負值加劇等現象[11]。臺風通過強上升流和垂向混合不僅能促進次表層浮游植物的顯著增長[20]，甚至能引起表層浮游植物和初級生產力的明顯增長[21]。臺風“蓮花”達到1級臺風等級，結果均顯示“蓮花”過境后，A區表層（0～40 m）和B區次表層（60～80 m）Chla濃度都有顯著增長，最大值超過0.4 mg/m3（圖 2，圖 3），時間滯后 1 周且持續時間超過2周，與前人研究結果相符。

前人研究得出南海東北部呂宋海峽附近海域夏季表層平均Chla濃度約小于0.15 mg/m3，CML出現在水深60～100 m，CML的Chla濃度最大值小于0.27 mg/m3，0～100 m垂直積分的Chla濃度約為10 mg/m3[7]。本研究中臺風過境1周后S61-S67站位的Chla濃度斷面圖顯示，臺風“蓮花”引起A區（S61-S63站位）次表層（60～90 m）出現Chla濃度明顯增加（Chla濃度高于 0.35 mg/m3），增長幅度大于30%，B 區（S65-S67站位）表層（0～40 m）出現Chla濃度顯著增加（Chla濃度高于0.35 mg/m3），增長幅度大于120%。B區的Chla濃度在0～100 m垂向積分約為34 mg/m3，是劉子琳等[7]統計所得結果（10 mg/m3）的3倍，說明B區表層Chla濃度的增加并不僅僅是臺風增強的垂向輸運引起的0～100 m內Chla濃度的再分配，而是Chla濃度的增加。臺風“蓮花”過境強?？寺槲饔茫▓D5b）引起的上升流（圖6a），為次表層浮游植物提供更深層水的營養鹽供給，促進了A區次表層的Chla濃度增加，表層Chla濃度沒有明顯變化的形成原因將在后文闡述；臺風“蓮花”過境后，B區?？寺槲饔妹黠@弱于A區（圖5c，圖5d），但上升流明顯強于A區（圖6b），說明臺風埃克曼抽吸作用并不是B區持續增強的上升流的主要原因，也不是B區表層Chla濃度顯著增加的關鍵因素。

因此，臺風“蓮花”?？寺槲饔么龠M了A區次表層的Chla濃度增加，但臺風?？寺槲饔貌皇荁區表層Chla濃度明顯增加的關鍵因素。

表 1 A區和B區各要素區內平均值的時間序列變化的相關性（R2）Table 1 Correlation of the time-series changes of the area averaged values for each element in areas A and B (R2)

4.2 臺風影響下海表溫度對海表浮游植物的影響

臺風過境能在路徑兩側引起強的“冷跡”，且通常北半球路徑右側的“冷跡”面積和強度更大[18,22]。臺風過境后導致的SST降低，能為浮游植物增長提供更適宜的溫度（約26℃）[1]。同時，海表溫度降低改變上層海洋層結，增強海洋湍流混合，改變混合層厚度，甚至引起SST降溫區的海表海水輻散，形成上升流和中尺度渦等，形成深層營養鹽的向上輸運能為寡營養鹽海域表層和次表層的浮游植物增長提供營養鹽供給[23-24]。然而，臺風過境后SST降低的影響因素較多，海洋中尺度渦、降雨、海氣交換、垂向混合、夾卷、上升流等都能調控SST的變化[24]。本文主要考慮中尺度渦、降雨、埃克曼抽吸引起的上升流對SST和海表Chla濃度的影響。

由表1可以看出，A區海表Chla濃度與SLA相關性最高（R2=0.34），與 SST 相關性次之（R2=0.11），與降雨和EPV相關性最弱（R2=0.01），說明A區臺風影響下SLA表征的中尺度渦過程對Chla濃度變化作用最明顯，作用明顯強于SST，說明SST不是A區表層Chla濃度變化的主要影響因素。A區臺風過境前在站位S61-S62附近存在氣旋性渦旋，而臺風過境后該氣旋性渦旋消失（圖4c），與表1反映的Chla濃度與SLA相關性更好相符，說明中尺度氣旋渦及其消失可能是A區Chla濃度在臺風過境后沒有明顯增加反而有所降低的原因，詳細討論將在4.3節展開。同時，SLA與SST相關性較低（R2=0.05），說明A區臺風過境后SLA不是影響SST變化的主要因素，結合A區位于呂宋海峽西北側，SST及其上層海洋變化可能受到臺風過境后黑潮入侵的影響[11]，細節將在4.4節討論。

B區海表Chla濃度與SST相關性最好（R2=0.82），與SLA相關性次之（R2=0.63），與EPV相關性繼之（R2=0.30），而與降雨相關性最弱（R2=0.03），說明該區臺風過境后，臺風風場EPV產生的上升流對海表Chla濃度顯著增長相關，EPV和SLA表征的中尺度氣旋渦都對SST降低起作用，但中尺度氣旋渦對海表Chla濃度增長和SST降低的作用明顯大于EPV。這與圖4c反映的臺風過境后在B區產生持續增強的氣旋性冷渦相符，該臺風過境后產生的氣旋性冷渦通過渦致抽吸可以將深層冷的富營養海水輸運到表層，促進表層和次表層Chla濃度迅速增長[25]，使CML抬升至更淺的次表層（圖2，圖3）。此外，臺風過境后SST降低也會受海氣交換的影響[26]，因此，SLA與SST相關性不夠強可能由臺風過境增強的海氣交換引起SST降低相關。

此外，海表降雨在A區和B區與海表Chla濃度相關性都很弱，表明臺風“蓮花”過境后，降雨對海表Chla濃度的影響較小，不是主要影響因素。

因此，臺風過后，A區SST對海表Chla濃度有一定影響但不是其主要影響因素，B區SST對海表Chla濃度增加起重要作用，臺風引起的氣旋性渦可能是其重要影響因素之一。

4.3 臺風影響下氣旋渦引起的浮游植物持續增長

臺風過境能增強路徑范圍內氣旋性渦旋的強度，在該氣旋渦內引起持續增強的上升流，為表層Chla濃度的增加提供源源不斷的營養輸運，甚至表層Chla濃度會呈現與氣旋渦流場相類似的分布形態[27]。許多研究通過遙感監測、浮標追蹤或模式模擬發現臺風不僅能增強氣旋性渦旋的強度，也能削弱反氣旋性渦旋的強度，從而改變深層營養鹽向表層和次表層的輸運，進而對表層和次表層的浮游植物生消產生影響[27-29]。

與前人研究一致的是，臺風“蓮花”過境后在B區逐漸生成一個強的氣旋性渦旋（圖4c3，圖4c4），該氣旋渦在臺風過境2周后仍持續增強（表2），這與圖6b所反映出來的密度曲線在臺風過境2周后仍持續抬升相符，這也證實了臺風過境后產生并持續增強的氣旋性冷渦是圖5e反映的B區EPV明顯弱于A區但上升流強度卻更強、持續時間更長的原因。因此，B區表層Chla濃度明顯增加的主要原因是臺風過境后在該區產生了強的氣旋渦的渦致抽吸引起的營養鹽向上輸運，臺風引起的EPV并不是其增長的主要原因。

與前人研究相反的是，臺風“蓮花”過境削弱了A區臺風前存在的氣旋渦。圖2a中臺風過境前A區S61-S62站位附近Chla濃度較高，與站位S61-S62剛好位于該氣旋性渦旋的邊緣（圖4c），渦致抽吸和夾卷能將深層營養鹽輸運到表層，促進表層浮游植物增長相關[25]。臺風前已存在A區的氣旋渦在臺風過境后逐漸消失，使渦致的營養鹽向上輸運逐漸消失。然而臺風通過EPV產生的上升流也能將深層高營養鹽海水向上輸運[22]，且A區平均EPV能達到5.4×10-5m/s，由于是周平均數據，因此1周內?？寺槲饔媚軐⑸顚铀s33 m，超過A區MLD的20 m（圖5f），且與A區密度躍層上界平均深度的約35 m相近（圖3）。這與圖6a密度曲線在臺風過境時明顯抬升相符。因此即使臺風前已存在的氣旋渦消失，臺風埃克曼抽吸仍然能將深層營養鹽輸運到表層和次表層。所以A區次表層（60～80 m）出現了Chla濃度的明顯增加（圖3a）。但營養鹽輸運到A區表層（0～40 m）為什么沒有誘發Chla濃度的明顯增加？且為什么A區強的EPV反而削弱了該區原有的氣旋渦而B區弱的EPV卻產生并增強了該區的氣旋渦？

因此，臺風過后，A區原有氣旋性渦旋的消失原因可能與A區表層Chla濃度沒有明顯增長有關，B區臺風后生成的氣旋渦的渦致抽吸和夾卷是其表層Chla濃度增長的主要原因。

表 2 臺風前后A區的S62站位和B區的S65站位各要素變化Table 2 Variations of each element at Station S62 in Area A and at Station S65 in Area B before and after the typhoon

4.4 黑潮在臺風過程中對浮游植物的調控作用

黑潮水與南海典型海水相比，黑潮水高溫高鹽，表層營養鹽含量低，因此黑潮入侵會抑制南海表層的浮游植物增長[15]。黑潮入侵可以抑制深層硝酸鹽對真光層內的供應速率，從而降低Chla濃度[14]。熱帶氣旋也可能影響（減少或增強）黑潮的流量和強度[8,15]。但臺風和黑潮如何共同作用于南海東北部浮游植物生長目前還尚不清楚。結果已表明HYCOM溫鹽場能定性分析南海北部0～200 m水文過程，且臺風前HYCOM提取的黑潮流軸與前人研究結果一致[30-31]（圖8），因此，本研究通過分析臺風前后HYCOM多深度的流場定性分析研究A區和B區的垂向黑潮入侵變化情況。

圖 8 臺風過境前后各黑潮主軸變化時序圖Fig. 8 Time series distribution of the changes in the Kuroshio mainstream before and after typhoon

黑潮主流被定義為每個緯向移動窗口內最大海流經向分量的組合（圖8e）[31]。7月，南海盛行西南季風，因此，在無臺風等極端天氣的情況下，南海北部的黑潮入侵并不明顯，黑潮主流流經呂宋海峽時沿正北方向直奔臺灣島東側[32]。HYCOM的0 m、50 m、150 m水深的總流場顯示，臺風過境前黑潮主軸沿正北流向臺灣島東側太平洋海域，A區和B區主要受南海流場控制，沒有明顯黑潮入侵（圖8a1，圖8b1，圖8c1）。臺風過境時，黑潮主軸出現向臺灣島南端入侵的趨勢（A區東北側），但主流流套并未越過呂宋海峽進入南海，該入侵趨勢在水深0～150 m都存在且深層更為明顯（圖 8a2，圖 8b2，圖 8c2）。臺風過境 1周后，黑潮主流流套向西凸出，穿過呂宋海峽并于臺灣島西南端入侵南海東北部，影響范圍涵蓋A區域S61-S63站位，水深0～150 m都存在入侵且水深0～50 m更為顯著（圖8a3，圖8b3，圖8c3）。而B區東側海域則主要呈現向東輸出的流場，該現象在水深0～50 m表現顯著，在深層則主要呈現原有的黑潮主軸形態，該現象與實測數據的T-S圖S61、S62站位僅在水深0～50 m比S62位置氣候態的溫鹽特性更接近南海典型海水相吻合（圖8d）。臺風過境2周后黑潮主流流套在水深0～150 m向西在呂宋海峽西北側（A區）的入侵更明顯，但海流強度略有減弱，而B區東側水深0～50 m仍主要受南海向東出流控制，B區東側海域水深150 m黑潮主軸恢復原有流軸位置和方向（圖8a4，圖8b4，圖8c4）。這與圖8d表示的臺風過境1周后站位S61和 S62（A區）較 S62位置氣候態和B區（站位S66和S67）的0～200 m海水的溫鹽特性更接近黑潮水、站位S66和S67（B區）0～50 m海水溫鹽特性較S66位置氣候態海水溫鹽特性更接近南海海水、站位S66和S67（B區）0～200 m較A區海水溫鹽特性更接近南海海水相吻合。因此，臺風過境改變了黑潮主軸流套形式，引起黑潮在A區東側入侵南海[30,33]。

結合4.3節的氣旋渦的分析，臺風過境后黑潮流套向西入侵的位置剛好是A區臺風前已存在的氣旋渦所在區域（圖4c，圖7），而高溫高鹽的黑潮水密度比南海海水高[24,30]，從而導致A區原有氣旋渦海洋上表層層結不穩定，使渦內表層海水下沉，深層海水上涌，從而削弱該氣旋性渦旋，同時也使營養鹽在次表層富集，進而促進次表層Chla濃度增長（圖2，圖3a）。另外，由于臺風在A區產生強的EPV，使該區產生強上升流（圖6a），海水在表層輻散，輻散的流場與黑潮水相互作用，誘發黑潮水在呂宋口西北側入侵，A區海水輻散方向與黑潮流套入侵的流場方向一致也與上述結論相符（圖8）。入侵的黑潮水密度高、營養鹽含量低，從而抑制了由臺風“蓮花”強EPV產生的上升流，并中和了向上輸運的深層海水的高營養鹽，使得表層Chla濃度沒有增加。

圖 9 臺風過境前后HYCOM計算的各標準層深度的總垂向流速時序變化時序圖Fig. 9 Time series diagram of the total vertical velocity at each depth before and after typhoon calculated from HYCOM current data

與此同時，臺風引起的EPV在B區產生弱的上升流（圖6b），而入侵的黑潮流場方向與B區臺風后生成的氣旋渦東北側流場方向一致，黑潮流套的擠壓和流場作用[32]進一步促進了B區的海水輻散（圖8），使B區在弱的?？寺槲饔孟氯匀荒墚a生持續增強的氣旋性渦旋（圖4c，圖6b），增強了該區域營養鹽的向上輸運，從而供給B區表層，使得Chla濃度持續增加（圖 3a）。

利用HYCOM各標準水層的水平總流場，通過體積守恒方法，定量化分析臺風過境前后黑潮對垂向流速及營養物質垂向輸運的影響，進一步驗證臺風和黑潮對Chla濃度的共同作用（圖9）。臺風過境1周前（6月26日至7月3日）站位S61（A區）HYCOM流場計算的水深20～100 m標準水層總垂向流速出現極大值（圖9a），說明水深20～100 m存在明顯的強垂向輸運，與臺風前站位S61（A區）存在冷渦（圖4c）、CML位于水深50～100 m、表層沒有明顯Chla濃度增加相符，也進一步印證了HYCOM流場估算黑潮和直徑較大的中尺度渦旋上的準確性。站位S61表征的A區HYCOM流場計算的0～50 m標準水層的總垂向流速在臺風過境時、過境1周后總垂向流速向下（圖9a，向上為正），且臺風過境2周后總垂向流速仍小于臺風過境前。該現象進一步說明通過圖8所反映的A區臺風過境后增強的黑潮入侵引起的下降流抑制了表層的營養鹽的向上輸運，而次表層水深50～100 m垂向流速曲線斜率為正，表明海水垂向輸運在該深度富集，即營養鹽在水深50～100 m富集（圖9a綠箭頭）導致次表層浮游植物迅速增長。該結果與實測臺風過境1周后水深50～100 m的Chla濃度明顯增長、CML仍位于水深75～100 m（圖3a）相符。在B區（S66站位），臺風過境1周前水深0～50 m總垂向流速向下（圖9b），這與臺風過境前站位S66位于反氣旋暖渦邊緣（圖4c）相符。臺風過境時、過境1周后和過境2周后（圖9b），水深30～50 m間都存在垂向流速最大值（曲線上凸），與臺風過境后在站位S66附近產生冷渦（圖4c）相符，該冷渦引起水深0～50 m向上營養物質輸運（圖9b垂向總流速斜率為正，綠箭頭），使臺風過境后表層和次表層（水深0～50 m）產生顯著浮游植物增長（圖3a）。與臺風Damrey在南海西北部引發的浮游植物增長情況相似[34]。

因此，臺風引起的上升流和海表流場的輻合輻散，與黑潮共同作用，增強了黑潮入侵，而黑潮入侵增強使A區的氣旋渦消失，B區產生持續增強的氣旋渦，從而形成臺風過境削弱氣旋渦，弱的EPV產生強的氣旋渦，A區次表層Chla濃度增加，B區表層Chla濃度增加的現象。

5 結論

（1）臺風“蓮花”過境后“風泵”作用在南海東北部海域（A區和B區）產生上升流和海洋垂向混合，誘發呂宋海峽西北側海洋次表層（60～90 m）和其西側海洋表層（0～40 m）Chla濃度的增加，Chla濃度的增加不僅是真光層內浮游植物的向上輸運，更是浮游植物的繁殖增長。

（2）臺風“風泵”能誘發黑潮以流套形式入侵南海東北部，入侵位置主要在呂宋海峽西北端的南海海域（21°～22°N，119°～121°E），流套入侵的黑潮進入臺灣島西南端南海海域并沿臺灣島南端回流至西北太平洋。

（3）臺風“風泵”引起的黑潮入侵使呂宋海峽西北端（A區）臺風前存在的氣旋渦消失，并抑制了臺風引起的上升流對表層（0～40 m）營養鹽的供給，并使營養鹽的向上輸運在次表層（60～90 m）富集，從而抑制呂宋斷面西北側南海海域表層的Chla濃度增長，促進了該海區次表層Chla濃度的增長。

（4）臺風“風泵”引起的呂宋海峽西北側南海海域黑潮的流套式入侵，促進了臺風在呂宋海峽西側海域（B區）的氣旋式流場的形成，促使臺風過后產生持續增強的氣旋渦，為該海域表層（0～40 m）Chla濃度持續增長提供充足的營養鹽供給。

致謝：感謝國家科技基礎條件平臺-國家地球系統科學數據共享服務平臺-南海及其鄰近海區科學數據中心(http://ocean.geodata.cn)提供數據支撐。感謝廣東省海洋遙感重點實驗室和國家熱帶海洋環境重點實驗室的聯合資助，感謝中國科學院南海海洋研究所2015年6月南海西部共享航次提供的航次機會，感謝課題組成員的幫助！