刘宇鹏，唐丹玲，梁文钊

( 1. 中国科学院南海海洋研究所 热带海洋环境国家重点实验室/广东省海洋遥感重点实验室，广东 广州 510301；2. 南方海洋科学与工程广东省实验室（广州），广东 广州 511458；3. 中国科学院大学，北京 100049；4. 香港大学 地球科学系，香港999077)

1 引言

叶绿素 a（Chlorophyll a，Chl a）浓度是浮游植物生物量和海洋光合自养生物量的重要指标，在物质循环和能量转换中起着重要作用[1-2]。虽然海洋中的浮游植物生物量仅占全球植物碳总量的1%～2%，但这些生物的固碳量约占了全球总碳含量的40%[1]。

南海东北部位于吕宋海峡西侧，是南海海水与西北太平洋海水交换频繁的海域，受黑潮入侵影响显著，且南海的黑潮入侵主要位于吕宋海峡西北侧海域。寡营养盐的南海东北部，海水层结稳定，夏季浮游植物的生物量很低[3]，营养盐通常成为限制其浮游植物增长的主要因子[4-5]。南海东北部受冬季盛行的强东北风和夏季盛行的西南季风影响。南海东北部的叶绿素浓度最大层（Chlorophyll Maximum Layer，CML）的平均深度约为75～100 m，夏季海表的叶绿素浓度较低（小于0.15 mg/m3）[6-7]。南海东北部夏季是台风多发季节[8-10]。台风“风泵”作用主要通过引起上层海水辐散产生上升流，将下层冷营养水输送到上层，并通过大风夹卷加剧上层海水垂直混合，影响海洋生态环境[11]。热带气旋所造成的海洋混合、涡旋和上升流，能为寡营养的南海东北部上层真光层补充大量营养盐，诱发浮游植物的迅速增长，提高初级生产量，对南海碳循环具有重要的影响[12-13]。南海东北部夏季同时还受黑潮、气旋和反气旋涡的影响，且南海东北部的黑潮入侵冬季强夏季弱[8-10]。

与南海典型海水相比，表层黑潮水高温高盐，营养盐含量低，因此黑潮入侵可以抑制高营养盐的深层海水对真光层内的供应速率，从而降低表层水体叶绿素浓度，抑制南海表层的生物增长[14]。研究发现，热带气旋可以改变黑潮主流的方向，并可能影响黑潮的流量和强度[8,15]。黑潮是否能引起叶绿素浓度的增长仍有不同的说法，有研究表明黑潮锋面能引起南海北部冬季Chl a浓度增加[15]，但也有研究表明黑潮抑制了东海浮游植物的增长[14]。且目前黑潮对南海Chl a浓度影响的研究主要集中在年际尺度[6,14-15]。到目前为止，对热带气旋和黑潮如何共同作用于浮游植物Chl a浓度鲜有研究。

因此，本文选取2015年7月5-9日通过南海东北部的一级台风“莲花”，分析台风“风泵”作用下黑潮如何作用于Chl a浓度的分布和变化，继而对Chl a浓度在台风和黑潮共同作用下的可能响应机制进行探讨。

2 数据与方法

2.1 台风数据

台风数据从美国气象网站获取，时间分辨率为6 h，其中包括台风中心位置、海表面10 m处最大持续风速（Maximum Sustained Wind Speed，MSW）、台风状态和卫星云图（http://weather.unisys.com）。台风“莲花”的平均移动速度通过其相邻两台风中心位置的欧氏距离除以相邻两点时间间隔进行估算。

根据萨菲尔-辛普森台风等级判断，台风“莲花”是一级台风，MSW约为120 km / h，平均移速约为2.7 m/s（图1）。该台风起源于2015年7月2日西太平洋生成的热带低气压。它最初向西北移动经过菲律宾并于7月5日进入南海，最大持续风速约为83 km/h，升级为热带风暴。台风“莲花”于7月6日经过研究区域B区，于7月7日经过研究区域A区，并持续保持热带风暴等级。7月8日增强为一级台风并向北移动。当它到达台湾岛西南部（22.20°N，118.40°E）时，MSW约为87 km/h，平均移速约为2.6 m/s。随后台风“莲花”持续增强（MSW约为120 km/h）并于7月9日06时登陆珠江三角洲，最终于7月9日18时消亡。

图 1 研究区域及台风路径Fig. 1 The study area and typhoon path

2.2 遥感和模式数据

地形数据是从美国国家地球物理数据中心（National Geophysical Data Center，NGDC ）获 得的ETOPO2数据，空间分辨率为2弧分（https://rda.ucar.edu/datasets/）。周平均降雨量数据是从ASCAT获得，空间分辨率为 0.25°×0.25°（http://www.remss.com）。周平均海平面10 m高度风场数据和风应力数据从Ifremer（ftp.ifremer.fr/ifremer/cersat/products/gridded/）获得，空间分辨率为0.25°×0.25°。周平均海面温度（Sea Surface Temperature，SST）数据通过GHRSST OSTIA获得的日平均数据求7 d平均所得，空间分辨率为5 km×5 km（http://poet.jpl.nasa.gov）。周平均混合层深度（Mixed Layer Depth，MLD）采用HYCOM模式的日平均数据求7 d平均获得（https://www.hycom.org/），空间分辨率为（1/12）°。周平均海平面异常（Sea Level Anomaly，SLA）数据是从AVISO提取的每日SLA求7 d平均所得，空间分辨率为 0.25°×0.25°（http://marine.copernicus.eu/）。周平均海表地转流数据（Geostrophic Sea Surface Currents，geo-SSCs）是从 Globcurrent获得的日平均数据求 7 d平均所得，空间分辨率为 0.25°×0.25°（http://globcurrent.ifremer.fr/）。全深度（0～200 m）总流场数据采用HYCOM全深度的日平均流场，空间分辨率为（1/12）°（https://www.hycom.org/）。

MODIS Aqua和MODIS Terra数据融合说明由于台风前后受云层影响，遥感获取的周平均海面Chl a浓度数据存在很多缺失，故本研究将空间分辨率为4 km×4 km的 MODIS Aqua和 MODIS Terra的L3产品数据进行融合。融合方式主要为当MODIS Aqua没有数据时用含有数据的MODIS Terra对应区域Chl a浓度数据进行补充，MODIS Aqua和MODIS Terra都有数据时取平均值，从而获取足够用以判断台风前后研究区域遥感的海表Chl a浓度变化的融合图像（图2）。原始Chl a浓度来自于http://oceancolor.gsfc.nasa.gov/。

单点遥感数据和模式数据提取中的分辨率同步：（1）在空间分辨率上，本文在断面各站位、各Argo点HYCOM数据提取中，采用基于三角形的线性插值的二元函数曲面拟合的方法（Matlab中的griddata函数的“linear”），将遥感数据与HYCOM的模式数据统一插值为 0.04°×0.04°（即与分辨率最高的 MODIS 数据相同），再通过将与对应断面站位或Argo点欧氏距离最小的最邻近像元作为相应点位的遥感数据和模式数据值；（2）在时间分辨率上，遥感数据空间分布的对比统一将日平均数据求7 d的非空平均值（即Matlab中的nanmean方法），时间范围选择与MODIS融合的遥感Chl a浓度7 d平均相对应。

2.3 实测数据

2015年7月16-17日的航测位势温度、盐度、位势密度和Chl a浓度数据是从中国科学院南海海洋研究所2015年7月南海北部共享航次获得。航测位势温度、盐度、位势密度通过航次站位下放的Sea-Bird CTD (SBE911)获取，采样间隔为1 s。本研究使用的S61-S67号站位是119°E断面的采样点，这些采样点位于吕宋口西侧且几乎与台风“莲花”路径平行。台风在S64站位附近与119°E相交。航测的Chl a浓度数据通过在船上过滤水样，并将样品带回实验室通过荧光计测量。Chl a浓度实测数据是从表层到200 m分层采样。

Argo数据通过www.argodatamgt.org免费下载。Argo1（2901502）和 Argo2（5904563）分别位于研究区域A区（S61-S63站位）和研究区域B区（S65-S67站位）右侧50 km范围内。这两个Argo测量了表层到2 000 m的位势温度、盐度和位势密度，本文选用0～300 m的数据，其采样间隔为1 m，Argo1的采样周期为10 d，Argo2的采样间隔为4 d。本研究选取的两个Argo数据已经过通过一系列自动检查和延迟模式质量控制[16]。密度跃层上界深度根据国家海洋调查规范GB/T 12763.7-2007，取垂向密度梯度首先超过0.015 kg/m3的深度。

2.4 计算方法

埃克曼抽吸速率（Ekman Pumping Velocity，EPV）通过ASCAT周平均的海表风应力（）数据计算所得，计算公式如下（正值表示方向向上）[17]：

3 结果

3.1 表层浮游植物叶绿素的空间变化特征

Chl a浓度在台风“莲花”过境1周前（6月26日至 7 月 3 日）显示（图 2a，图 2e），研究区域 A（包含站位S61-S63）的平均Chl a浓度高于研究区域B（含站位S65-S67），其中A区的S63站位Chl a浓度较低（约0.15 mg/m3），但在站位 S61-S62之间存在海表Chl a浓度大值（约高于0.3 mg/m3）且S62站位海表Chl a浓度约为0.25 mg/m3，整个A区平均Chl a浓度约为0.15 mg/m3；研究区域B区平均海表Chl a浓度低于A区，约为0.08 mg/m3，且B区Chl a浓度分布均匀。虽然台风过境后云层增厚引起部分区域的遥感Chl a浓度数据缺失，但A区站位S62、S63和B区站位S65在整个台风前后都有遥感Chl a浓度值。因此通过3个站位遥感Chl a浓度的时间序列（图2e）可知，台风过境时A区的S62站位海表Chl a浓度仍维持较高值（约0.25 mg/m3），而过境1周和2周后逐渐降低至背景海表Chl a浓度值（约0.1 mg/m3）；台风过境前后A区S63站位的海表Chl a浓度变化不大（约0.1～0.13 mg/m3）；而台风过境时B区S65站位海表Chl a浓度略有增加（约0.12 mg/m3），台风过境1周后明显增加至台风过境前3倍以上（约0.35 mg/m3），台风过境2周后逐渐恢复至台风过境前海表Chl a浓度水平。

3.2 吕宋海峡西侧断面的温盐和Chl a浓度的垂向分布

图 2 台风“莲花”过境前后Chl a浓度变化Fig. 2 The Chl a concentration changes before and after Typhoon Linfa

图3为台风过境7～8 d后（7月16-17日）的航次实测的温盐和Chl a浓度剖面。台风过境1周后，站位S61-S63所在的A区CML位于75 m水深附近，平均Chl a浓度约为0.43 mg/m3，A区0～100 m水深的Chl a浓度积分约为30.4 mg/m3；站位S65-S67所在的B区CML出现在20 m水深附近，平均Chl a浓度达0.4 mg/m3，B区0～100 m水深的Chl a浓度积分约为34 mg/m3。位势密度、位势温度、盐度和密度跃层上界基本呈现相同的分布趋势。台风过境约1周后，A区表层（0～10 m）海温和盐度比B区更高（A区海温高于28.5 ℃，盐度为34.25，B区海温低于28℃，盐度为33.5），A区位势密度、位势温度和盐度在0～200 m的层结比B区更为稳定，且A区密度跃层上界比B区更深（A区密度跃层在水深35～50 m，B区密度跃层在水深20～25 m）。B区S65站位20～150 m出现明显的密度、温度、盐度等值线的上凸，说明台风过境1周后该区域可能存在强的上升流，且能影响30 m以浅。而A区水深45～140 m的温盐剖面在S62站位附近存在弱的等值线上凸。

图 3 2015年7月16-17日航次实测的水文和生物断面图Fig. 3 Hydrological and biological profiles from cruise data in 16-17 July, 2015

3.3 遥感观测的台风过境前后降雨、温度及流场的特征

台风过后，降雨增多是引起海表盐度降低、海表温度下降的因素之一。降雨空间分布（图4a1至图4a4）显示，台风“莲花”路径附近在台风1周前A区和B区基本没有降雨。台风过境时B区有明显降雨（平均约为9 mm/h），A区此时降雨很少。台风过境1周后，A区降雨仍然不明显，除了站位S63西侧有少量降雨（约3 mm/h），但B区降雨仍然较多（平均约5～6 mm/h）。台风过境2周后，A和B区基本没有降雨，恢复台风过境前水平。从空间分布上，台风前后研究区域A和B的降雨分布与海表Chl a浓度存在较大差异，说明降雨可能不是Chl a浓度变化的主要影响因素。

海表温度（SST）空间分布（图 4b1 至图 4b4））显示，台风“莲花”过境1周前，A和B区SST相当且分布都较为均匀，平均SST约为30.5℃。台风过境时，B区SST整体出现显著低温（平均约为27.5℃，降温幅度约为3℃），A区SST整体降温（平均约为28℃）但降温幅度（约2～2.5℃）略小于B区。台风过境1周后，A和B区SST持续降低（平均约为27～27.5℃），且整个区域都出现降温，最大降温带沿台风“莲花”路径分布。台风过境2周后，A和B区SST逐渐回升至28.5℃，但仍然低于台风过境前SST。从空间分布上来看，台风前后研究区域A和B的SST分布与降雨存在较大差异，说明台风过后降雨不是SST降低的主要影响因素。

海表地转流场（geo-SSCs）和海表高度异常（SLA）的空间分布（图4c1至图4c4））显示，台风过境1周前在A区东侧存在一个气旋性涡旋（SLA平均值约为-5 cm），涡旋中心位于 19.5°E，121.8°N（SLA 平均值约为-8 cm），且站位S61和S62位于该气旋性涡旋的边缘（图4c1）。台风过境时，该气旋性涡旋沿经向略有拉伸（经向直径超过200 km），其中心向西南方向移动至 21.4°N，119.3°E（SLA 平均值约为-6.5 cm），此时涡旋中心已位于A区内S62站位东侧（SLA约为-10 cm），S61-S63站位都已位于涡旋内（图4c2）。台风过境1周后，该气旋性涡旋分离成南北两个弱的（平均SLA为-3 cm、平均直径约80 km）气旋性涡旋，涡旋中心分别位于 A 区和 B 区内（21.5°N，119.4°E；20°N，119.3°E），站位S61和S62位于北部涡旋内，站位S65和S66位于南部涡旋内（图4c3）。台风过境2周后，A区气旋性涡旋消失，B区气旋性涡旋明显增强（平均SLA约为-6 cm）且该气旋涡中心向东北移动至B 区外（20.5°N，119.8°E），平均直径增大至约 165 km，站位S63-S66都位于该增强的涡旋边缘（图4c4）。台风过境使A区的气旋性涡旋先增强后减弱，使B区产生气旋性涡旋并持续增强。

图 4 台风前后降雨、海表温度、海表高度异常叠加地转流的空间分布Fig. 4 Spatial distribution of rainfall, sea surface temperature, sea level height anomaly with sea surface geostrophic currents before and after typhoon

3.4 台风过境前后风场及风应力变化

台风过境前1周，A区和B区埃克曼抽吸速率（EPV）都很弱（小于|0.5×10-5| m/s），整个研究区域都呈东北风，平均风速约为3.5～4.5 m/s，两个区的区内平均MLD约为18 m（图5a，图5e，图5f）。台风过境时，A区EPV明显增强且呈正值（平均值约为4×10-5m/s），B区EPV略有增强且呈正值（平均值约为2×10-5m/s），风速明显增大且呈现沿台风轨迹的气旋性风场，最大风速能达到10 m/s，B区MLD加深约9 m，大于A区（约 5.5 m）（图5b，图5e，图5f）。台风过境1周后，A区和B区EPV逐渐恢复台风前水平（平均EPV小于1×10-5m/s），风向也恢复过境前东北风向，A区MLD浅于台风前深度（12～13 m），B区MLD变浅但深于台风前深度（20 m）（图5c，图5e，图5f）。台风过境2周后，A区和B区EPV恢复台风前水平，风向由东北转向北，A区MLD加深至22 m，B区MLD恢复至台风前水平（19 m）（图 5d，图 5e，图 5f）。由图 5可见，台风产生的强的风应力在A区引起强的埃克曼抽吸作用，其作用明显强于B区，但B区MLD加深更明显说明该区域台风过境后海洋混合更强烈。

图 5 台风过境1周前（a）、过境时（b）、过境1周后（c）和过境2周后（d）埃克曼抽吸速率和风场水平分布及A、B区内平埃克曼抽吸速率（e）和混合层深度时间序列（f）折线图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 台风过境前后垂向水文动力过程

Argo1位于A区S63站位右侧50 km范围以内，Argo2位于B区S66站位右侧50 km以内，测量数据分别用以代表台风过境前后A区和B区垂向的水文动力过程（图6a，图6b）。台风过境前2个Argo所在区域的海表温度相近（约30.5℃），海表（0～30 m）盐度Argo1（约34.4）明显大于 Argo2（约33.85），海表（0～30 m）密度Argo1也明显大于Argo2。台风过境时Argo2温度和密度曲线抬升明显强于Argo1，Argo2密度曲线抬升在水深0～300 m都存在，Argo1密度曲线抬升主要在水深0～100 m，水深120～220 m也略有抬升，说明台风过境时在Argo1和Argo2所在区域都引起上升流，但Argo2所在区域上升流强度大于Argo1所在区域，且影响深度也大于Argo1所在区域；Argo1所在区域表层盐度降低了0.25，Argo2所在区域表层盐度增加了0.15，是降雨影响还是水团入侵需要进一步分析。台风过境2周后，Argo1温度、密度曲线逐渐恢复至台风过境前水平，并与台风过境前曲线在水深35～40 m间交叉，Argo2温度、密度曲线较之台风过境前仍然存在明显的抬升，且与台风过境时曲线多处存在交叉。说明台风过境2周后Argo2上升流强度没有减弱甚至有所增强，而Argo1处水深0～120 m上升流已经基本消失。表层（0～30 m）盐度Argo1处降低至Argo2处台风过境前水平（约33.85），而Argo2表层盐度仍然在降低（降低至33.55）。

图 6 Argo1（a，b）和 Argo2（c，d）温盐和密度曲线Fig. 6 The potential temperature, salinity and potential density in Argo1 (a, b) and Argo2 (c, d)

3.6 台风过境后HYCOM温盐剖面与CTD数据对比

由图7可见，HYCOM在台风“莲花”影响后的南海北部海域温度场有很高的模拟精度（R2=0.815，P=0.000 1＜0.05），盐度场的模拟效果（R2=0.438，P=0.000 1＜0.05）差于温度场，但盐度场的模拟仍满足超95%置信度。站位S62（温度模拟精度R2=0.99，P=0.000 1；盐度模拟精度R2=0.79，P=0.001 4）、S66（温度模拟精度R2=0.98，P=0.000 1；盐度模拟精度R2=0.49，P=0.035 2）和 S54（温度模拟精度R2=0.98，P=0.000 1；盐度模拟精度R2=0.81，P=0.001 0）3个站位CTD的温盐剖面与HYCOM模拟的温盐散点趋势非常吻合且相关性满足P＜0.05 假设检验（图 7c，图 7d，图 7e），进一步证明可以通过HYCOM定性分析南海北部上层海洋0～200 m垂向温盐结果和动力过程。

图 7 HYCOM和CTD实测温度和盐度对比Fig. 7 Comparisons between CTD-measured temperature and salinity and HYCOM model output data

4 讨论

4.1 台风“莲花”引起的叶绿素浓度增加

南海是寡营养盐海域，也是台风多发的海域，而吕宋海峡附近的南海海域受西太平洋生成的台风影响频繁[12]。台风通过埃克曼抽吸作用影响海洋的垂向运动，根据台风的强度产生不同程度的上升流和海洋垂向混合[11]，改变MLD和密度跃层的厚度[18]，将营养盐向上层输运，为表层浮游植物迅速增长提供营养物质[19]。许多研究已经发现海洋中Chla浓度对台风有强烈的响应，时间滞后1周到2周不等，且常伴随SST降低、SLA负值加剧等现象[11]。台风通过强上升流和垂向混合不仅能促进次表层浮游植物的显著增长[20]，甚至能引起表层浮游植物和初级生产力的明显增长[21]。台风“莲花”达到1级台风等级，结果均显示“莲花”过境后，A区表层（0～40 m）和B区次表层（60～80 m）Chla浓度都有显著增长，最大值超过0.4 mg/m3（图 2，图 3），时间滞后 1 周且持续时间超过2周，与前人研究结果相符。

前人研究得出南海东北部吕宋海峡附近海域夏季表层平均Chla浓度约小于0.15 mg/m3，CML出现在水深60～100 m，CML的Chla浓度最大值小于0.27 mg/m3，0～100 m垂直积分的Chla浓度约为10 mg/m3[7]。本研究中台风过境1周后S61-S67站位的Chla浓度断面图显示，台风“莲花”引起A区（S61-S63站位）次表层（60～90 m）出现Chla浓度明显增加（Chla浓度高于 0.35 mg/m3），增长幅度大于30%，B 区（S65-S67站位）表层（0～40 m）出现Chla浓度显著增加（Chla浓度高于0.35 mg/m3），增长幅度大于120%。B区的Chla浓度在0～100 m垂向积分约为34 mg/m3，是刘子琳等[7]统计所得结果（10 mg/m3）的3倍，说明B区表层Chla浓度的增加并不仅仅是台风增强的垂向输运引起的0～100 m内Chla浓度的再分配，而是Chla浓度的增加。台风“莲花”过境强埃克曼抽吸作用（图5b）引起的上升流（图6a），为次表层浮游植物提供更深层水的营养盐供给，促进了A区次表层的Chla浓度增加，表层Chla浓度没有明显变化的形成原因将在后文阐述；台风“莲花”过境后，B区埃克曼抽吸作用明显弱于A区（图5c，图5d），但上升流明显强于A区（图6b），说明台风埃克曼抽吸作用并不是B区持续增强的上升流的主要原因，也不是B区表层Chla浓度显著增加的关键因素。

因此，台风“莲花”埃克曼抽吸作用促进了A区次表层的Chla浓度增加，但台风埃克曼抽吸作用不是B区表层Chla浓度明显增加的关键因素。

表 1 A区和B区各要素区内平均值的时间序列变化的相关性（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 台风影响下海表温度对海表浮游植物的影响

台风过境能在路径两侧引起强的“冷迹”，且通常北半球路径右侧的“冷迹”面积和强度更大[18,22]。台风过境后导致的SST降低，能为浮游植物增长提供更适宜的温度（约26℃）[1]。同时，海表温度降低改变上层海洋层结，增强海洋湍流混合，改变混合层厚度，甚至引起SST降温区的海表海水辐散，形成上升流和中尺度涡等，形成深层营养盐的向上输运能为寡营养盐海域表层和次表层的浮游植物增长提供营养盐供给[23-24]。然而，台风过境后SST降低的影响因素较多，海洋中尺度涡、降雨、海气交换、垂向混合、夹卷、上升流等都能调控SST的变化[24]。本文主要考虑中尺度涡、降雨、埃克曼抽吸引起的上升流对SST和海表Chla浓度的影响。

由表1可以看出，A区海表Chla浓度与SLA相关性最高（R2=0.34），与 SST 相关性次之（R2=0.11），与降雨和EPV相关性最弱（R2=0.01），说明A区台风影响下SLA表征的中尺度涡过程对Chla浓度变化作用最明显，作用明显强于SST，说明SST不是A区表层Chla浓度变化的主要影响因素。A区台风过境前在站位S61-S62附近存在气旋性涡旋，而台风过境后该气旋性涡旋消失（图4c），与表1反映的Chla浓度与SLA相关性更好相符，说明中尺度气旋涡及其消失可能是A区Chla浓度在台风过境后没有明显增加反而有所降低的原因，详细讨论将在4.3节展开。同时，SLA与SST相关性较低（R2=0.05），说明A区台风过境后SLA不是影响SST变化的主要因素，结合A区位于吕宋海峡西北侧，SST及其上层海洋变化可能受到台风过境后黑潮入侵的影响[11]，细节将在4.4节讨论。

B区海表Chla浓度与SST相关性最好（R2=0.82），与SLA相关性次之（R2=0.63），与EPV相关性继之（R2=0.30），而与降雨相关性最弱（R2=0.03），说明该区台风过境后，台风风场EPV产生的上升流对海表Chla浓度显著增长相关，EPV和SLA表征的中尺度气旋涡都对SST降低起作用，但中尺度气旋涡对海表Chla浓度增长和SST降低的作用明显大于EPV。这与图4c反映的台风过境后在B区产生持续增强的气旋性冷涡相符，该台风过境后产生的气旋性冷涡通过涡致抽吸可以将深层冷的富营养海水输运到表层，促进表层和次表层Chla浓度迅速增长[25]，使CML抬升至更浅的次表层（图2，图3）。此外，台风过境后SST降低也会受海气交换的影响[26]，因此，SLA与SST相关性不够强可能由台风过境增强的海气交换引起SST降低相关。

此外，海表降雨在A区和B区与海表Chla浓度相关性都很弱，表明台风“莲花”过境后，降雨对海表Chla浓度的影响较小，不是主要影响因素。

因此，台风过后，A区SST对海表Chla浓度有一定影响但不是其主要影响因素，B区SST对海表Chla浓度增加起重要作用，台风引起的气旋性涡可能是其重要影响因素之一。

4.3 台风影响下气旋涡引起的浮游植物持续增长

台风过境能增强路径范围内气旋性涡旋的强度，在该气旋涡内引起持续增强的上升流，为表层Chla浓度的增加提供源源不断的营养输运，甚至表层Chla浓度会呈现与气旋涡流场相类似的分布形态[27]。许多研究通过遥感监测、浮标追踪或模式模拟发现台风不仅能增强气旋性涡旋的强度，也能削弱反气旋性涡旋的强度，从而改变深层营养盐向表层和次表层的输运，进而对表层和次表层的浮游植物生消产生影响[27-29]。

与前人研究一致的是，台风“莲花”过境后在B区逐渐生成一个强的气旋性涡旋（图4c3，图4c4），该气旋涡在台风过境2周后仍持续增强（表2），这与图6b所反映出来的密度曲线在台风过境2周后仍持续抬升相符，这也证实了台风过境后产生并持续增强的气旋性冷涡是图5e反映的B区EPV明显弱于A区但上升流强度却更强、持续时间更长的原因。因此，B区表层Chla浓度明显增加的主要原因是台风过境后在该区产生了强的气旋涡的涡致抽吸引起的营养盐向上输运，台风引起的EPV并不是其增长的主要原因。

与前人研究相反的是，台风“莲花”过境削弱了A区台风前存在的气旋涡。图2a中台风过境前A区S61-S62站位附近Chla浓度较高，与站位S61-S62刚好位于该气旋性涡旋的边缘（图4c），涡致抽吸和夹卷能将深层营养盐输运到表层，促进表层浮游植物增长相关[25]。台风前已存在A区的气旋涡在台风过境后逐渐消失，使涡致的营养盐向上输运逐渐消失。然而台风通过EPV产生的上升流也能将深层高营养盐海水向上输运[22]，且A区平均EPV能达到5.4×10-5m/s，由于是周平均数据，因此1周内埃克曼抽吸作用能将深层水抬升约33 m，超过A区MLD的20 m（图5f），且与A区密度跃层上界平均深度的约35 m相近（图3）。这与图6a密度曲线在台风过境时明显抬升相符。因此即使台风前已存在的气旋涡消失，台风埃克曼抽吸仍然能将深层营养盐输运到表层和次表层。所以A区次表层（60～80 m）出现了Chla浓度的明显增加（图3a）。但营养盐输运到A区表层（0～40 m）为什么没有诱发Chla浓度的明显增加？且为什么A区强的EPV反而削弱了该区原有的气旋涡而B区弱的EPV却产生并增强了该区的气旋涡？

因此，台风过后，A区原有气旋性涡旋的消失原因可能与A区表层Chla浓度没有明显增长有关，B区台风后生成的气旋涡的涡致抽吸和夹卷是其表层Chla浓度增长的主要原因。

表 2 台风前后A区的S62站位和B区的S65站位各要素变化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 黑潮在台风过程中对浮游植物的调控作用

黑潮水与南海典型海水相比，黑潮水高温高盐，表层营养盐含量低，因此黑潮入侵会抑制南海表层的浮游植物增长[15]。黑潮入侵可以抑制深层硝酸盐对真光层内的供应速率，从而降低Chla浓度[14]。热带气旋也可能影响（减少或增强）黑潮的流量和强度[8,15]。但台风和黑潮如何共同作用于南海东北部浮游植物生长目前还尚不清楚。结果已表明HYCOM温盐场能定性分析南海北部0～200 m水文过程，且台风前HYCOM提取的黑潮流轴与前人研究结果一致[30-31]（图8），因此，本研究通过分析台风前后HYCOM多深度的流场定性分析研究A区和B区的垂向黑潮入侵变化情况。

图 8 台风过境前后各黑潮主轴变化时序图Fig. 8 Time series distribution of the changes in the Kuroshio mainstream before and after typhoon

黑潮主流被定义为每个纬向移动窗口内最大海流经向分量的组合（图8e）[31]。7月，南海盛行西南季风，因此，在无台风等极端天气的情况下，南海北部的黑潮入侵并不明显，黑潮主流流经吕宋海峡时沿正北方向直奔台湾岛东侧[32]。HYCOM的0 m、50 m、150 m水深的总流场显示，台风过境前黑潮主轴沿正北流向台湾岛东侧太平洋海域，A区和B区主要受南海流场控制，没有明显黑潮入侵（图8a1，图8b1，图8c1）。台风过境时，黑潮主轴出现向台湾岛南端入侵的趋势（A区东北侧），但主流流套并未越过吕宋海峡进入南海，该入侵趋势在水深0～150 m都存在且深层更为明显（图 8a2，图 8b2，图 8c2）。台风过境 1周后，黑潮主流流套向西凸出，穿过吕宋海峡并于台湾岛西南端入侵南海东北部，影响范围涵盖A区域S61-S63站位，水深0～150 m都存在入侵且水深0～50 m更为显著（图8a3，图8b3，图8c3）。而B区东侧海域则主要呈现向东输出的流场，该现象在水深0～50 m表现显著，在深层则主要呈现原有的黑潮主轴形态，该现象与实测数据的T-S图S61、S62站位仅在水深0～50 m比S62位置气候态的温盐特性更接近南海典型海水相吻合（图8d）。台风过境2周后黑潮主流流套在水深0～150 m向西在吕宋海峡西北侧（A区）的入侵更明显，但海流强度略有减弱，而B区东侧水深0～50 m仍主要受南海向东出流控制，B区东侧海域水深150 m黑潮主轴恢复原有流轴位置和方向（图8a4，图8b4，图8c4）。这与图8d表示的台风过境1周后站位S61和 S62（A区）较 S62位置气候态和B区（站位S66和S67）的0～200 m海水的温盐特性更接近黑潮水、站位S66和S67（B区）0～50 m海水温盐特性较S66位置气候态海水温盐特性更接近南海海水、站位S66和S67（B区）0～200 m较A区海水温盐特性更接近南海海水相吻合。因此，台风过境改变了黑潮主轴流套形式，引起黑潮在A区东侧入侵南海[30,33]。

结合4.3节的气旋涡的分析，台风过境后黑潮流套向西入侵的位置刚好是A区台风前已存在的气旋涡所在区域（图4c，图7），而高温高盐的黑潮水密度比南海海水高[24,30]，从而导致A区原有气旋涡海洋上表层层结不稳定，使涡内表层海水下沉，深层海水上涌，从而削弱该气旋性涡旋，同时也使营养盐在次表层富集，进而促进次表层Chla浓度增长（图2，图3a）。另外，由于台风在A区产生强的EPV，使该区产生强上升流（图6a），海水在表层辐散，辐散的流场与黑潮水相互作用，诱发黑潮水在吕宋口西北侧入侵，A区海水辐散方向与黑潮流套入侵的流场方向一致也与上述结论相符（图8）。入侵的黑潮水密度高、营养盐含量低，从而抑制了由台风“莲花”强EPV产生的上升流，并中和了向上输运的深层海水的高营养盐，使得表层Chla浓度没有增加。

图 9 台风过境前后HYCOM计算的各标准层深度的总垂向流速时序变化时序图Fig. 9 Time series diagram of the total vertical velocity at each depth before and after typhoon calculated from HYCOM current data

与此同时，台风引起的EPV在B区产生弱的上升流（图6b），而入侵的黑潮流场方向与B区台风后生成的气旋涡东北侧流场方向一致，黑潮流套的挤压和流场作用[32]进一步促进了B区的海水辐散（图8），使B区在弱的埃克曼抽吸作用下仍然能产生持续增强的气旋性涡旋（图4c，图6b），增强了该区域营养盐的向上输运，从而供给B区表层，使得Chla浓度持续增加（图 3a）。

利用HYCOM各标准水层的水平总流场，通过体积守恒方法，定量化分析台风过境前后黑潮对垂向流速及营养物质垂向输运的影响，进一步验证台风和黑潮对Chla浓度的共同作用（图9）。台风过境1周前（6月26日至7月3日）站位S61（A区）HYCOM流场计算的水深20～100 m标准水层总垂向流速出现极大值（图9a），说明水深20～100 m存在明显的强垂向输运，与台风前站位S61（A区）存在冷涡（图4c）、CML位于水深50～100 m、表层没有明显Chla浓度增加相符，也进一步印证了HYCOM流场估算黑潮和直径较大的中尺度涡旋上的准确性。站位S61表征的A区HYCOM流场计算的0～50 m标准水层的总垂向流速在台风过境时、过境1周后总垂向流速向下（图9a，向上为正），且台风过境2周后总垂向流速仍小于台风过境前。该现象进一步说明通过图8所反映的A区台风过境后增强的黑潮入侵引起的下降流抑制了表层的营养盐的向上输运，而次表层水深50～100 m垂向流速曲线斜率为正，表明海水垂向输运在该深度富集，即营养盐在水深50～100 m富集（图9a绿箭头）导致次表层浮游植物迅速增长。该结果与实测台风过境1周后水深50～100 m的Chla浓度明显增长、CML仍位于水深75～100 m（图3a）相符。在B区（S66站位），台风过境1周前水深0～50 m总垂向流速向下（图9b），这与台风过境前站位S66位于反气旋暖涡边缘（图4c）相符。台风过境时、过境1周后和过境2周后（图9b），水深30～50 m间都存在垂向流速最大值（曲线上凸），与台风过境后在站位S66附近产生冷涡（图4c）相符，该冷涡引起水深0～50 m向上营养物质输运（图9b垂向总流速斜率为正，绿箭头），使台风过境后表层和次表层（水深0～50 m）产生显著浮游植物增长（图3a）。与台风Damrey在南海西北部引发的浮游植物增长情况相似[34]。

因此，台风引起的上升流和海表流场的辐合辐散，与黑潮共同作用，增强了黑潮入侵，而黑潮入侵增强使A区的气旋涡消失，B区产生持续增强的气旋涡，从而形成台风过境削弱气旋涡，弱的EPV产生强的气旋涡，A区次表层Chla浓度增加，B区表层Chla浓度增加的现象。

5 结论

（1）台风“莲花”过境后“风泵”作用在南海东北部海域（A区和B区）产生上升流和海洋垂向混合，诱发呂宋海峡西北侧海洋次表层（60～90 m）和其西侧海洋表层（0～40 m）Chla浓度的增加，Chla浓度的增加不仅是真光层内浮游植物的向上输运，更是浮游植物的繁殖增长。

（2）台风“风泵”能诱发黑潮以流套形式入侵南海东北部，入侵位置主要在呂宋海峡西北端的南海海域（21°～22°N，119°～121°E），流套入侵的黑潮进入台湾岛西南端南海海域并沿台湾岛南端回流至西北太平洋。

（3）台风“风泵”引起的黑潮入侵使吕宋海峡西北端（A区）台风前存在的气旋涡消失，并抑制了台风引起的上升流对表层（0～40 m）营养盐的供给，并使营养盐的向上输运在次表层（60～90 m）富集，从而抑制吕宋断面西北侧南海海域表层的Chla浓度增长，促进了该海区次表层Chla浓度的增长。

（4）台风“风泵”引起的吕宋海峡西北侧南海海域黑潮的流套式入侵，促进了台风在呂宋海峡西侧海域（B区）的气旋式流场的形成，促使台风过后产生持续增强的气旋涡，为该海域表层（0～40 m）Chla浓度持续增长提供充足的营养盐供给。

致谢：感谢国家科技基础条件平台-国家地球系统科学数据共享服务平台-南海及其邻近海区科学数据中心(http://ocean.geodata.cn)提供数据支撑。感谢广东省海洋遥感重点实验室和国家热带海洋环境重点实验室的联合资助，感谢中国科学院南海海洋研究所2015年6月南海西部共享航次提供的航次机会，感谢课题组成员的帮助！