王同宇，張書文，陳法錦，蔣 晨 ，馬永貴

西北太平洋上層海洋對連續(xù)多個臺風的響應

王同宇1，張書文2，陳法錦1，蔣 晨1，馬永貴1

（1. 廣東省近海海洋變化與災害預警重點實驗室，廣東海洋大學海洋與氣象學院，廣東 湛江 524088；2. 汕頭大學理學院，廣東 汕頭 515063）

研究Merantia、Malaks、Megi、Chaba 4個連續(xù)臺風引起上層海洋的響應。基于遙感和再分析數(shù)據(jù)，分析臺風前海洋環(huán)境、臺風做功（）、強迫時間（f）、降水等要素分布特征，探討上層海洋穩(wěn)定度、上升流、湍流混合動力機制如何影響中尺度渦區(qū)域的海表溫度（SST）、浮游植物繁殖程度，引入、判斷海洋內(nèi)部上升流和混合重要性。冷渦（CE）區(qū)域海洋表層降溫（SSC）（3.5 ℃）和葉綠素a（Chl-a）質(zhì)量濃度（0.5 mg/m3）對于臺風響應比暖渦（AE）區(qū)更為劇烈，與其內(nèi)部熱力學結(jié)構有關，出現(xiàn)在Megi過境CE區(qū)，主要原因是海洋本身CE特征、強上升流（EPV）= 2.5×10-4m/s，動力學參數(shù)＜1，臺風向海洋輸入巨大的能量（＞80 kJ）引起劇烈的混合夾卷、強降雨，導致海水迅速重新層化、逐漸加強的非線性CE有更強的封閉性，這些機制的共同作用將底層（營養(yǎng)鹽躍層100 m以下）富含營養(yǎng)鹽的冷水輸送到上層；Malaks過境CE（124.9°E，22.3°N）缺乏強上升流（EPV = 5×10-5m/s），以湍流混合為主（＞1）；Merantia使CE區(qū)域表現(xiàn)下沉流（EPV＜0），SSC主要是湍流混合的作用（＞25 kJ），Chl-a質(zhì)量濃度增長到0.27 mg/m3。AE熱力學結(jié)構比較穩(wěn)定，連續(xù)臺風導致SSC＜2℃，Chl-a增加僅200%，Merantia、Malaks過境AE（125.1°E，20.6°N）分別以強上升流（＜1）和湍流混合（＞1）為主，混合層厚度約80 m，同時AE周圍無強障礙帶，易與周圍水體交換，Chl-a含量微弱增加。

連續(xù)臺風；中尺度渦；海洋響應；上升流；混合；西太平洋

西北太平洋（WNPO）是臺風最活躍的海域之一。臺風對海洋有強烈的動力和熱力影響，臺風經(jīng)過期間，表層風應力向海洋輸入更多能量，在上層海洋產(chǎn)生顯著的湍流混合及夾卷、上升流現(xiàn)象[1-6]，從而導致混合層上層加深，溫度降低，底層有溫度暖異常現(xiàn)象。臺風右側(cè)風應力順時針旋轉(zhuǎn)與近慣性震蕩發(fā)生共振，表層輻散和上升流最大[7]，導致海洋表層降溫（SSC）較強，降溫幅度1 ~ 9℃[1,8-10]，海氣熱通量對SSC作用僅5％~15％，次表層增溫是由于海洋凈熱量的輸入[1]。SSC伴隨著海洋的垂直混合、夾卷和上升流過程同時會將深層富含高營養(yǎng)鹽的海水向上輸送到營養(yǎng)鹽匱乏的上層海洋，從而促進浮游植物的大量繁殖，提高初級生產(chǎn)力[11-14]。

臺風的強度、移動速度（h），海域差異，臺風前海洋環(huán)境均可影響SSC和浮游植物“藻華”程度。臺風強度和強迫時間（f）決定了垂直混合和上升流的強度；如U遠小于第一斜壓模態(tài)群速度，臺風中心海洋響應則表現(xiàn)為正壓地轉(zhuǎn)，氣旋式環(huán)流并伴隨著較弱的上升流和垂直混合，削弱混合層加深[15-16]；如h大于第一斜壓模態(tài)群速度，在前半日周期后，海流呈近慣性信號[17]。另外，數(shù)值模擬發(fā)現(xiàn)，上升流亦使次表層降溫，并促進次表層浮游植物大量繁殖[18]。上層海洋環(huán)境的改變通過海氣相互作用反過來會影響臺風的強度，尤其是SSC，降溫持續(xù)時間半個月以上將會對大尺度的大氣環(huán)流產(chǎn)生影響[19-20]。關于不同區(qū)域臺風引起浮游植物大量繁殖的因素各有差異，離岸區(qū)營養(yǎng)鹽的增加主要由于臺風引起的混合和上升流，然而，近岸區(qū)浮游植物大量繁殖主由臺風帶來充沛的雨水，陸源向海洋輸入更多營養(yǎng)鹽所致[21-22]。

研究表明，海洋熱力學結(jié)構對臺風引起的海洋響應有重要作用[23-24]，WNPO是中尺度渦活動頻繁的區(qū)域，作為海洋中最劇烈的運動，中尺度渦旋主導著上層海洋動能，其動能比海洋平均流的能量大兩個量級[25]，對大尺度的熱鹽以及營養(yǎng)鹽輸送起重要作用[26]。中尺度渦的存在會改變海洋熱力學結(jié)構，導致海洋對臺風有不同響應。一般來說，中尺度渦可分為暖渦（AE）和冷渦（CE）。AE有較厚的暖水，熱力學結(jié)構穩(wěn)定，CE則相反，所以在臺風經(jīng)過AE（CE）時會產(chǎn)生不同的海氣相互作用。CE不穩(wěn)定的熱力學結(jié)構往往導致SSC和浮游植物大量繁殖較為顯著，減弱海洋對臺風的負反饋作用[27-28]，但是，WNPO觀測到海表降溫明顯，“藻華”現(xiàn)象十分少見，2000―2008年僅10％CE受到超強臺風顯著影響[29]，可能與臺風特性（h、強度、f）和熱力學結(jié)構有關。而AE內(nèi)部較厚的暖混合層和下沉流則會抑制SSC和次表層富營養(yǎng)鹽水進入真光層，其中下沉流有利于慣性震蕩和能量傳播[30-31]。Wu等[32]研究西北太平洋海洋對兩個連續(xù)臺風的響應，發(fā)現(xiàn)第1個臺風過境生成的冷渦對下一個臺風響應十分顯著，馬永貴等[33]研究兩個連續(xù)臺風對南海西北部上層海洋近慣性內(nèi)波的響應，發(fā)現(xiàn)強而尺度大臺風導致近慣性剪切更為強烈，近慣性傳播深度較大。

目前，關于個別臺風對上層海洋的響應已有廣泛研究，因現(xiàn)場觀測資料匱乏，特別是對次表層的觀測，對于上層海洋對臺風的動力和熱力學響應認識和理解仍有一定局限性，尤其是對于多個連續(xù)臺風下海洋響應過程認識并不充分。筆者利用多源資料，分析研究連續(xù)多個臺風下的海洋動力、熱力及生態(tài)響應，進一步揭示復雜海洋環(huán)境下的海洋響應特征。

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 臺風以及研究海域

2016年9月9日到10月3日，WNPO連續(xù)形成4個臺風，均以基本相同路徑向西北方向移動，達到強臺風級別以上。本文選取臺風共同經(jīng)過的存在多個中尺度渦的區(qū)域（圖1）。

黑、紅、藍和綠線分別代表臺風Meranti、Malakas、Megi、Chaba路徑，填色代表海表高度異常（SLA）（9月9）

首先，Meranti在13° N、142.8° E處生成并達到熱帶氣旋級別，9月11日6時始進入研究區(qū)域，12日0時達到超強臺風級別，13日12時臺風強度最強，其最大風速為75 m/s，保持該強度進入?yún)嗡魏{直至登陸；其次，Malakas在12.5° N、144.7° E處形成，9月15日0時以臺風級別進入研究區(qū)域后，向北移動，最大風速≥40 m/s，維持至18日；Megi于9月24日12時進入研究區(qū)域，至9月25日0時加強為強臺風，27日0時達到最強，最大風速52 m/s，6時登陸臺灣島，迅速減弱；最后，10月1日12時，Chaba發(fā)展成為臺風級別并進入該區(qū)域，12 h后，加強為超強臺風向北運動（圖2）。4個臺風進入研究區(qū)域的時間間隔依次為 3、9、7 d。

1.2 遙感數(shù)據(jù)

海表面高度異常（SLA）和地轉(zhuǎn)流數(shù)據(jù)從哥白尼海洋環(huán)境監(jiān)測中心(CMEMS)網(wǎng)站（http://marine. copernicus.eu/)下載，空間分辨率為25 km，時間分辨率為1 d。SST和風場數(shù)據(jù)由遙感系統(tǒng)（RSS）提供，下載地址http://www.remss.com/，空間分辨率分別為9、25 km，時間分辨率分別是1 d、6 h。葉綠素濃度（Chl-a）數(shù)據(jù)（空間分辨率為4 km，時間分辨率為1 d）從全球水色遙感產(chǎn)品中選取多顆衛(wèi)星融合Chl-a產(chǎn)品（http://hermes.acri.fr/)。日降水數(shù)據(jù)是美國和日本Global Precipitation Measurement （GPM）計劃數(shù)據(jù)產(chǎn)品（https://pmm.nasa.gov/ data-access/downloads/gpm），空間分辨率為0.25°× 0.25°。李雅諾夫指數(shù)（FSLE）數(shù)據(jù)[34]是衛(wèi)星海洋學數(shù)據(jù)存檔中心（AVISO）2016年發(fā)布的產(chǎn)品(https://www.aviso.altimetry.fr/en/data.html)，可提取出拉格朗日擬序結(jié)構（流體輸運邊界），顯示高分辨率的絲狀結(jié)構位置和攪拌強度，可用來分析水平攪拌機制，進而分析浮游植物的傳輸和擴散[35]。

圖2 臺風移動速度和最大風速

1.3 再分析數(shù)據(jù)

HYCOM模式資料包含海洋溫度、鹽度和流場等數(shù)據(jù)，該數(shù)據(jù)為邁阿密大學數(shù)值模式團隊（University of Miami modeling group）和美國海軍研究實驗室（Naval Research Lab）合作的HYCOM模式，同化了衛(wèi)星高度計、拋棄式深水溫度（expendable bathy thermographs，XBT）、溫鹽深儀（conductivity temperature depth，CTD）和Argo浮標等多種觀測資料[36]。水平分辨率為1/12°，時間分辨率為3 h。為比較HYCOM數(shù)據(jù)刻畫中尺度渦的準確性，參照Wu等[32]工作，用遙感數(shù)據(jù)（SST、SLA）與HYCOM數(shù)據(jù)比較，如圖3所示，在Megi臺風過境后（9月28日），選取冷渦區(qū)域數(shù)據(jù) [ SSC、海表高度異常（SLA）] 比較，SSC擬合結(jié)果：= 0.65- 1.61，= 0.017，SLA擬合結(jié)果：= 0.8- 6,= 0.024，總體來說，HYCOM再分析數(shù)據(jù)表征的SSC和SLA低估了冷渦區(qū)域遙感實測數(shù)據(jù)，但兩種數(shù)據(jù)擬合效果較好（< 0.05）。此外，通過計算兩個數(shù)據(jù)的均方根誤差，給出冷（暖）渦SST的均方根誤差為0.21（0.29）℃，冷（暖）區(qū)域SLA的均方根誤差為5.2（4.7）cm。

（a）與（b），基于RSS和HYCOM數(shù)據(jù)的SST降溫；（d）與（e），基于AVISO和HYCOM數(shù)據(jù)的SLA空間分布；（c）和（f）的紅色矩形區(qū)域內(nèi)觀測到的SST和SLA的散點圖比較。

1.4 方法

利用風場資料計算風應力旋度及埃克曼抽吸（EPV），公式為：

EPV = curl() / (0)， (3)

式中，a為空氣密度，d為拖曳系數(shù)，τ、τ分別為緯向和經(jīng)向風應力；、是當前格點所在的行列數(shù)；d、d分別為網(wǎng)格的長度和寬度，0為海水密度，為地轉(zhuǎn)參數(shù)。

海洋熱容量（OHC,OHC）計算公式：

式中，p為海水比熱容，26℃為海水26℃水層深度，大于26℃的海洋暖水層越厚，海水溫度越高，海洋熱容量越大，越有利于臺風增強。用溫度剖面數(shù)據(jù)計算混合層厚度（MLD），取Δ=0.5℃的深度為MLD。

2 結(jié)果

2.1 臺風前海洋環(huán)境

臺風前海洋環(huán)境對上層海洋響應較為重要，一般地，WNPO副熱帶地區(qū)SST≥29 ℃，且整個上層海洋的26℃≥60 m，海洋熱容量≥80 kJ/cm2（圖4），為臺風的形成與發(fā)展提供有利條件，對于SST、Chl-a、中尺度渦的響應有指示性意義。

2.2 臺風強迫時間和做功

h可代表臺風期間海氣相互作用時間，但用f表達更適宜[29]。根據(jù)10 m處風速數(shù)據(jù)計算，將風場數(shù)據(jù)和臺風路徑的時間分辨率插值為0.5 h，取風速＞14 m/s的風場范圍為臺風強迫區(qū)域，并對強迫區(qū)域時間進行積分得f。Meranti為超強臺風，其最大f（20 h）僅出現(xiàn)在臺灣島東南；Malaks最大f位于臺灣島東北部；值得注意的是，Megi的f和強迫范圍均大于其他三臺風，覆蓋AE、CE。除Megi，最大f基本位于臺風路徑右側(cè)，四臺風對CE的f分別為12、11、20、0 h，對AEf分別為10、9、20、0 h （圖5）。總體來說，f可達60 h，主要位于臺灣島沿岸海域及Megi路徑兩側(cè)。f特征差異主要由臺風本身的尺度、強度和h不同所致。

圖4 WNPO臺風前海洋SST(a)、MLD(b)、26℃等溫線(c)和OHC(d)

臺風期間，強風向海洋輸入大量能量（），

其中、是海洋表層流速，如圖6所示，類似f，四個臺風對表層流最大做功明顯右偏，路徑兩側(cè)風應力方向不同，右側(cè)風應力和科氏力共同作用，右側(cè)輸送的機械能多于左側(cè)[1,7]。Megi臺風＞80 kJ，其余＜50 kJ；除Megi之外，其余對于渦旋做功＜40 kJ，最大位于渦旋的邊緣f和，Megi對于路徑周圍區(qū)域影響較為顯著（圖6），原因是Megi臺風尺度較大。

(a) Merantia；(b) Malaks；(c) Megi；(d) Chaba；黑線代表臺風路徑

(a) Merantia；(b) Malaks；(c) Megi；(d) Chaba；黑線代表臺風路徑

2.3 降水

臺風期間降雨是海洋與大氣之間能量（潛熱和感熱）交換結(jié)果，對海洋層化狀態(tài)、溫鹽等有重要影響。四個臺風經(jīng)過區(qū)域日降水時空分布、降雨量各不相同，Merantia、Malaks、Megi路徑周圍降雨量達180 mm，且近沿岸雨量最大，開闊洋面雨量小于140 mm，主要原因是臺風天氣系統(tǒng)受地形阻擋而抬升，易成云致雨；Chaba降雨范圍降雨強度遠小于其他三臺風（圖7）。

第1 ~ 4行分別是Merantia、Malaks、Megi、Chaba日降水

2.4 中尺度渦

SLA是觀測中尺度渦變化最直接的手段，研究區(qū)域內(nèi)存在3個AE（A1、A2、A3）和3個CE（C1、C2、C3）（圖8a）。Meranti路徑經(jīng)過C3、A1，右側(cè)約200 km處為C1、C2，Malakas路徑經(jīng)過A1、C2，邊緣為C3、C1。兩個臺風過境后7 d內(nèi)C3加強并向西移動（SLA為–15 cm）（圖8c）；C2和C1負SLA值區(qū)擴大，C1持續(xù)加強；A1范圍縮小，強度減弱并向西延伸，呈條帶狀分布，9月25日，A1發(fā)生形變，分裂成兩個渦旋；Megi過境2 d后，C1和A1加強；在Chaba過境前，右側(cè)AE（A3、A2）在自身的發(fā)展過程中，A2消亡，在臺風過境后，對A3幾乎無影響。對于渦旋內(nèi)部變化無充足的實時觀測數(shù)據(jù)作為分析支撐。HYCOM再分析數(shù)據(jù)已用來研究上層海洋對臺風、中尺度渦響應機制[32,37-38]。本文則用該數(shù)據(jù)研究渦旋三維結(jié)構變化，選取溫度數(shù)據(jù)進行插值處理，臺風過境前AE內(nèi)部MLD較厚，溫度較高，CE相反，AE在臺風過后，MLD和溫度變化小于CE內(nèi)部，CE混合層內(nèi)溫度卻顯著降低（圖9、10）。如圖11所示，臺風前CE中心的MLD為30 m，前兩個臺風過境后，增加至60 m，MLD溫度下降3 ℃，等溫線并未出現(xiàn)大幅度位移；在Megi過境后，MLD繼續(xù)降溫、變淺，溫躍層發(fā)生明顯的等溫線位移。

(a) 臺風前；(b) Merantia后；(c) Malaks后；(d) Megi前；(e) Megi后；(f) Chaba后；黑線代表臺風路徑

(a) 2016-09-09；(b) 2016-09-14；(c) 2014-09-18；(d) 2014-09-28；實線圓代表表層渦旋范圍，虛線代表深層半徑范圍，白線代表MLD

(a) 2016-09-09；(b) 2016-09-14；(c) 2014-09-18；(d) 2014-09-28；實線圓代表表層渦旋范圍，虛線代表深層半徑范圍，白線代表MLD

圖11 渦旋中心溫度結(jié)構

2.5 SST和Chl-a響應及其機制

2.5.1 SST響應 考慮到臺風導致的SSC關于路徑存在明顯的不對稱性，即右側(cè)降溫幅度大[1,10,37]，僅對四個臺風連續(xù)經(jīng)過WNPO的時間內(nèi)（9月9日至10月3日）沿著臺風路徑右側(cè)SSC進行分析（圖12）。臺風Meranti過境 A1和C3，SSC幅度僅0 ~ 1.9 ℃，最強降溫位置是C3區(qū)域（圖12a）；臺風Malakas以臺風級別經(jīng)過C3，強臺風級別經(jīng)過A1，并未引起更顯著的降溫，而是繼續(xù)維持上一個臺風造成的降溫幅度，9月25日，受臺風Megi的影響，又開始新一輪降溫，降溫幅度最大為2.2 ℃（圖12a）。如圖4b所示，臺風Malakas導致A1區(qū)域SSC最大幅度為1.7 ℃，9月16日繼續(xù)向北移動，并在路徑周圍海域出現(xiàn)大范圍降溫，降溫直至25日，經(jīng)過C1區(qū)域?qū)е略?9日降溫達到2.7℃；Megi路徑斜穿C1（圖1），路徑右側(cè)SST第一次明顯降溫（2.4 ℃）是由于臺風Malakas過境C1引起，9月26日至10月5日，第二次大范圍的強SSC發(fā)生在C1區(qū)域，達到3.9 ℃。臺風Chaba則在快速經(jīng)過研究區(qū)域后，導致最大SSC為2.2 ℃。

2.5.2 Chl-a響應 4個臺風經(jīng)過研究區(qū)域前，Chl-a質(zhì)量濃度≤0.1 mg/m3（不包括沿岸），空白區(qū)域受云層的影響不予討論。前兩個臺風Meranti、Malakas分別以超強臺風、強臺風級別過境，導致SSC程度不同（圖12），僅發(fā)生小范圍的浮游植物繁殖。Meranti過境導致降溫最顯著的CE區(qū)域并未出現(xiàn)Chl-a顯著增加，僅出現(xiàn)沿其臺風路徑（20.5° N，123.2° E）（19.4° N，127° E）右側(cè)兩個區(qū)域（AE區(qū)域邊緣），其中最質(zhì)量大濃度為0.22、0.17 mg/m3（圖6b）；Malakas路徑斜穿AE，其右側(cè)CE區(qū)域出現(xiàn)小范圍的高Chl-a，最大值約為0.16 mg/m3（圖13c）。尤其是Megi過境后5 d內(nèi)，C1區(qū)域浮游植物大量繁殖，最大Chl-a質(zhì)量濃度為0.38 mg/m3，增加620%（圖13d），而臺灣島東北海域的高濃度Chl-a范圍比Malakas臺風過境后大（圖13c、d）。Chaba路徑主要位于開闊洋面，并未經(jīng)過CE區(qū)域，路徑右側(cè)卻有AE存在，過境后8 d內(nèi)Chl-a無顯著變化。

圖12 SSC沿臺風路徑右側(cè)

2.5.3 多種因素對SST和Chl-a影響 先引入動力學參數(shù)來判斷臺風h大小。定義=h/ 2max，其中max為最大風速半徑[7]，當＜1時，定義為“慢臺風”，持續(xù)時間將超過1/，長時間作用于海面會導致Ekman抽吸；當＞1時，定義為“快臺風”，快臺風下大量機械能輸入海洋，海洋上層極易發(fā)生強烈混合[37]，通過計算判斷上升流和上層海洋混合程度（表1、2）。

表1 臺風過境A1時Rmax、Uh、SST、S

表2 臺風過境C1時Rmax、Uh、ΔSST、S

雖然四臺風平均h（>5 m/s）較快，但值也與臺風尺度相關，即使f短，仍可引起上升流。Meranti過境前，路徑附近26℃＞90 m，海洋熱容量較高（≥100 kJ/cm2），特別是AE更明顯（圖4）；9月11 ~ 14日，最大風速達超強臺風級別，h為6 m/s（圖2），導致C3和A1區(qū)域的SSC幅度僅0 ~ 1.87 ℃，最強SSC位置是C3，= 1.12，= 35 kJ（圖6），表明C3區(qū)域SSC主要是混合夾卷作用，而過境A1時，Meranti最大風速75 m/s，= 0.73，＜10 kJ，仍可在次表層產(chǎn)生上升流（圖11），導致SSC和Chl-a增長（圖12、13）。Malaks過境A1時，= 1.55，A1內(nèi)部以湍流混合為主（圖11），但< 10 kJ，弱混合，僅維持前一個臺風降溫效果；過境C1時，= 1.33，= 50 kJ，強能量輸入海洋引起的次中尺度過程，C1內(nèi)部發(fā)生強烈的混合夾卷，日降水量超過160 mm，會抑制湍流，降溫2.71℃，Chl-a最大值0.25 mg/m3（圖12、13）。Megi是引起C1區(qū)域SST和Chl-a變化最顯著的臺風，f達20 h，= 0.57，＞80 kJ，上層海洋產(chǎn)生劇烈的混合，但日降水量達180 mm以上，強降雨導致重新層化，也會抑制湍流混合，共同作用致使海表降溫3.5℃，Chl-a增加約620%，這類似于經(jīng)過冬季混合之后，春季浮游植物大量繁殖的過程[40-41]；經(jīng)過A1時，= 0.84，f= 20，40 kJ，引起的海水混合同樣受降雨的抑制作用，SSC僅1℃（圖12），Chl-a幾不受影響（圖13c）。Chaba臺風距離C1較遠，不足以產(chǎn)生上升流，湍流混合弱（< 16）（圖6），海表降溫可能是由于臺風過后C1迅速加強，導致水體輻散，次表層冷水被抽吸至表層。

圖14 C1(a, c)和A1(b, d)中心浮性頻率和位勢密度結(jié)構

2.5.5 EPV和混合夾卷 EPV是表示海洋上升流的強度指數(shù)，正EPV表示上涌，負EPV表示下沉。在臺風期間，沿路徑兩側(cè)次表層伴隨著強EPV，同時，強風攪拌水體，進而通過垂直混合使混合層加深。A1內(nèi)部MLD和溫度僅有微弱的變化，C1混合層內(nèi)溫度卻有顯著地降溫（圖10、11）。主要原因在于強風應力產(chǎn)生的近慣性內(nèi)波在AE內(nèi)部可迅速向下傳播至溫躍層，不利于近慣性能量增加垂直剪切，抑制降溫、浮游植物大量繁殖；相反，CE內(nèi)近慣性內(nèi)波駐足上層會加強垂直剪切和夾卷降溫過程[44-45]。

對于C1，Merantia期間，EPV最大值和最小值分別為2×10-5、-5×10-5，MLD從20 m加深至58 m；Malaks過境，EPV達到6×10-5，MLD進一步加深至69 m，22日MLD恢復至20 m，表明弱的正EPV并不支持上升流，而是有利于加強垂直混合夾卷過程，伴隨著Chl-a質(zhì)量濃度變化（0.08 ~ 0.27）；特別是，Megi國境期間EPV最大值為2.5×10-4，比其他臺風EPV大一個量級，28日EPV接近0，MLD從59 m迅速減少至30 m，表明強EPV支持上升流，可將營養(yǎng)鹽或Chl-a從次表層向上輸送，同時伴隨著垂直混合夾卷（圖15a），Chl-a質(zhì)量濃度30日達到峰值（0.5 mg/m3）（圖16a），但Merantia和Malaks過境時C1內(nèi)部以混合夾卷為主，氣候態(tài)營養(yǎng)鹽剖面表明，營養(yǎng)鹽躍層位于100 m（圖16b），僅有混合夾卷機制，并不能將引起底層高濃度營養(yǎng)鹽向上輸送。Chaba距離C1較遠，EPV數(shù)值量級為10-5，對于渦旋區(qū)影響小。

臺風過境A1期間，前兩個臺風對EPV變化影響較小，范圍在-1×10-5~ 1×10-5m/s，MLD卻從40 m加深至80 m，溫躍層的等密度線發(fā)生明顯位移，次表層分別表現(xiàn)出上升流和慣性震蕩的特征，Chl-a變化0.10 ~ 0.21 mg/m3。Megi期間，A1位于左側(cè)，EPV存在正負值（-1×10-4~ 1.5×10-4），同樣地，在次表層有微弱等密度面向上傾斜，弱上升流和強能量輸入導致的次中尺度動力過程使MLD加深（55 ~ 68 m）（圖15b），A1內(nèi)會抑制混合層內(nèi)降溫和Chl-a增加（圖15b,c）。

2.5.6 臺風致渦旋水平輸運 利用高分辨率FSLE提取拉格朗日擬序結(jié)構，研究渦旋的輸運邊界，這種結(jié)構決定渦旋內(nèi)部與周圍水體和物質(zhì)的交換[38]。前兩個臺風過境后，C1渦旋逐漸加強，周圍的擬序結(jié)構趨于閉合，仍呈現(xiàn)缺口（圖17a-c），表明渦旋內(nèi)部可與周圍發(fā)生物質(zhì)交換。Megi斜穿C1后，閉合的擬序結(jié)構范圍進一步縮小，流體運輸邊界加強，形成水體交換障礙帶（圖17d-e），保持水體較少受外界海水影響，Chl-a質(zhì)量濃度是臺風前6倍以上，C1內(nèi)部的強上升流和混合機制促進Chl-a大幅度增加，10月3日后障礙帶逐漸消退（圖17d-f）；相反，A1周圍形成的障礙帶厚度遠不如C1，易發(fā)生水體交換，Chl-a質(zhì)量濃度無明顯增長。

(a) 臺風前；(b) Merantia后；( c) Malaks后；(d) Megi后；(e) Chaba后；(f) 所有臺風后

3 結(jié)論

通過分析臺風前海洋環(huán)境、、f、降水等要素特征，發(fā)現(xiàn)SSC和浮游植物繁殖程度取決于這些要素。=h/ 2max可判斷海洋內(nèi)部上升流（＜1）和混合（> 1）重要性。CE區(qū)SST和Chl-a對于臺風響應比AE區(qū)更為劇烈，海表降溫3.5℃和Chl-a濃度0.5 mg/m3均出現(xiàn)在Megi過境后的C1區(qū)域，主要原因是海洋本身CE特征、強上升流（EPV = 2.5×10-4m/s，＜1）、臺風向海洋輸入巨大能量（＞80 kJ）引起劇烈的混合夾卷作用、強降雨，導致海水迅速重新層化；同時，逐漸加強的非線性CE內(nèi)具有更強的封閉性能，以保持水體受外界海水影響，這些機制的共同作用方可將底層富含營養(yǎng)鹽的冷水輸送到上層。Malaks過境C1時引起弱上升流（EPV = 5×10-5m/s），以湍流混合為主（＞1），強降雨抑制湍流，C1區(qū)域表現(xiàn)下沉流（EPV < 0），降溫主要是由于湍流混合的作用（＞25 kJ），可能是海洋內(nèi)部障礙層和CE內(nèi)部水體穩(wěn)定（2> 0），抑制上升流，只有湍流混合使促進Chl-a增長到0.27 mg/m3；AE熱力學結(jié)構較為穩(wěn)定，連續(xù)臺風導致SSC＜2 ℃，Chl-a最大增加200%。Merantia過境C2時與Malaks過境C1相同。Merantia、Malaks過境AE分別以上升流（＜1，EPV = 2×10-5m/s）和湍流混合（＞1，EPV = 1×10-5m/s）為主。Megi期間AE內(nèi)EPV為先負（-1×10-4m/s）后正（1.5×10-4m/s），僅表現(xiàn)出弱上升流，配合湍流混合使得MLD降溫、加深，將營養(yǎng)鹽躍層以下的冷水抬升幅度小，同時AE周圍無強障礙帶，Chl-a僅微弱增加。Chaba路徑遠離C1和A1，幾不受影響。

[1] PRICE J F. Upper ocean response to a hurricane[J]. Journal of Physical Oceanography, 1981, 11(2): 153-175.

[2] GREATBATCH R J. On the response of the ocean to a moving storm: parameters and scales[J]. Journal of Physical Oceanography，1984，14(1): 59-78.

[3] MONALDO F M，SIKORA T D，BABIN S M，et al. Satellite imagery of sea surface temperature cooling in the wake of Hurricane Edouard (1996)[J]. Monthly Weather Review, 1997, 125(10): 2716-2721.

[4] GIERACH M M，SUBRAHMANYAM B. Biophysical responses of the upper ocean to major Gulf of Mexico hurricanes in 2005[J]. Journal of Geophysical Research, 2008, 113(C04029). doi: 10.1029/2007JC004419.

[5] CHANG Y C，CHEN G Y，TSENG R S，et al. Observed near-surface currents under high wind speeds[J]. Journal of Geophysical Research Oceans，2012，117(C11).

[6] CHANG Y C, CHEN G Y, TSENG R S, et al. Observed near-surface flows under all tropical cyclone intensity levels using drifters in the northwestern Pacific[J]. Journal of Geophysical Research Oceans, 2013, 118(5): 2367-2377.

[7] PRICE J F, SANFORD T B, FORRISTALL G Z. Forced stage response to a moving hurricane[J]. Journal of Physical Oceanography, 1994, 24(2): 233-260.

[8] WENTZ F J，GENTEMANN C，SMITH D，et al. Satellite measurements of sea surface temperature through clouds[J]. Science, 2000, 288(5467): 847-850.

[9] BLACK W J，DICKEY T D. Observations and analyses of upper ocean responses to tropical storms and hurricanes in the vicinity of Bermuda[J]. Journal of Geophysical Research Oceans, 2008, 113(C8): 009.

[10] D’ASARO E A, BLACK P G, CENTURIONI L R, et al. Impact of typhoons on the ocean in the Pacific[J]. Bulletin of the American Meteorological Society, 2014, 95(9): 1405-1418.

[11] LIN I I，WU C C，EMANUEL K A，et al. The interaction of supertyphoon Maemi (2003) with a warm ocean Eddy[J]. Monthly Weather Review, 2005, 133(9): 2635-2649.

[12] LIN I I, WU C C, PUN I F, et al. Upper-ocean thermal structure and the western North Pacific category 5 typhoons. Part I: Ocean features and the category 5 typhoons’ intensification[J]. Monthly Weather Review, 2008, 136(9): 3288-3306.

[13] SUN L, YANG Y J, XIAN T, et al. Strong enhancement of chlorophyll a concentration by a weak typhoon[J]. Marine Ecology Progress Series, 2010, 404: 39-50.

[14] SUN L, YANG Y J, XIAN T, et al. Ocean responses to Typhoon Namtheun explored with Argo floats and multiplatform satellites[J]. Atmosphere-Ocean, 2012, 50(sup1): 15-26.

[15] CHANG S W. Deep ocean response to hurricanes as revealed by an ocean model with free surface. Part I: Axisymmetric case[J]. Journal of Physical Oceanography, 1985, 15(12): 1847-1858.

[16] GINIS I, SUTYRIN G. Hurricane-generated depth-avera- ged currents and sea surface elevation[J]. Journal of Physical Oceanography, 2010, 25(6): 1218-1242.

[17] EMANUEL K A. The theory of hurricanes[J]. Annual Review of Fluid Mechanics, 1991, 23(1): 179-196.

[18] YE H J，SUI Y，TANG D L，et al. A subsurface chlorophyll a bloom induced by typhoon in the South China Sea[J]. Journal of Marine Systems，2013，128(7): 138-145.

[19] HART R E，MAUE R N，WATSON M C. Estimating local memory of tropical cyclones through MPI anomaly evolution[J]. Monthly Weather Review，2006，135(12): 3990-4005.

[20] LIU L L，WANG W，HUANG R X. The mechanical energy input to the ocean induced by tropical cyclones[J]. Journal of Physical Oceanography, 2008, 38(3): 142-146.

[21] ZHENG G M, TANG D L. Offshore and nearshore chlorophyll increases induced by typhoon winds and subsequent terrestrial rainwater runoff[J]. Marine Ecology Progress Series, 2007, 333: 61–74.

[22] ZHAO H，HAN G Q，ZHANG S W，et al. Two phytoplankton blooms near Luzon Strait generated by lingering Typhoon Parma[J]. Journal of Geophysical Research Biogeosciences, 2013, 118(2): 412–421.

[23] ZHENG Zhe-wen. Importance of pre-existing oceanic conditions to upper ocean response induced by Super Typhoon Hai-Tang[J]. Geophysical Research Letters, 2008, 35(20): 288-299.

[24] ZHENG Z W , HO C R , ZHENG Q A , et al. Effects of preexisting cyclonic eddies on upper ocean responses to Category 5 typhoons in the western North Pacific[J]. Journal of Geophysical Research Oceans, 2010, 115(C9):013.

[25] XU C，SHANG X D，HUANG R X. Horizontal eddy energy flux in the world oceans diagnose, from altimetry data[J]. Sci Rep, 2014, 4: 5316.

[26] GAUBE P, CHELTON D B, STRUTTON P G, et al. Satellite observations of chlorophylla, phytoplankton biomass，and Ekman pumping in nonlinear mesoscale eddies[J]. Journal of Geophysical Research Oceans, 2013, 118(12): 6349-6370.

[27] WALKER N D, LEBEN R R, BALASUBRAMANIAN S. Hurricane‐forced upwelling and chlorophyll a enhancement within cold‐core cyclones in the Gulf of Mexico[J]. Geophysical Research Letters, 2005, 32(18): 610.

[28] LIU S S, SUN L, WU Q Y, et al. The responses of cyclonic and anticyclonic eddies to typhoon forcing: The vertical temperature‐salinity structure changes associated with the horizontal convergence/divergence[J]. Journal of Geophysical Research, 2017, 122(6): 4974-4989.

[29] SUN L, LI Y X, YANG Y J, et al. Effects of super typhoons on cyclonic ocean eddies in the western North Pacific: A satellite data-based evaluation between 2000 and 2008[J]. Journal of Geophysical Research Oceans, 2015, 119(9): 5585-5598.

[30] LIN I I. Typhoon-induced phytoplankton blooms and primary productivity increase in the western North Pacific subtropical ocean[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 2012, 117(C3): 67-75.

[31] LIU F F, TANG S L. Influence of the interaction between typhoons and oceanic mesoscale eddies on phytoplankton blooms[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 2018, 123(4): 2785-2794.

[32] WU R F, LI C Y. Upper ocean response to the passage of two sequential typhoons[J]. Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers, 2018, 132: 68-79.

[33] 馬永貴, 張書文, 齊義泉, 等. 南海西北部上層海洋對連續(xù)臺風的近慣性響應[J]. 中國地球科學, 2019, 49(4): 731-740.

[34] CHAIGNEAU A, GIZOLME A, GRADOS C. Mesoscale eddies off Peru in altimeter records: Identification algorithms and eddy spatio-temporal patterns[J]. Progress in Oceanography, 2008, 79(2/3/4): 106-119.

[35] LEHAHN Y，D'OVIDIO F，LéVY M，et al. Long range transport of a quasi isolated chlorophyll patch by an Agulhas ring[J]. Geophysical Research Letters，2011，38(16): 239-255.

[36] WALLCRAFT A J, METZGER E J, CARROLL S N. Software design description for the HYbrid Coordinate Ocean Model (HYCOM), version 2.2[R/OL]. (2009-02-12) [2014- 10-30]. https://hycom.org/.

[37] VIDYA P J, DAS S. Contrasting Chl-a responses to the tropical cyclones Thane and Phailin in the Bay of Bengal[J]. Journal of Marine Systems, 2017, 165: 103-114.

[38] HE Q, ZHAN H, SHUAI Y, et al. Phytoplankton bloom triggered by an anticyclonic eddy: The combined effect of eddy‐Ekman pumping and winter mixing[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 2017, 122(6): 4886-4901.

[39] MRVALJEVIC R K，BLACK P G，CENTURIONI L R，et al. Observations of the cold wake of Typhoon Fanapi (2010) [J]. Geophysical Research Letters, 2013, 40(2): 316-321.

[40] SVERDRUP H U. On conditions for the vernal blooming of phytoplankton[J]. J Cons Int Explor Mer, 1953, 18(3): 287-295.

[41] LIN Y C, OEY L Y. Rainfall-enhanced blooming in typhoon wakes[J]. Scientific Reports, 2016, 6: 31310.

[42] GILL A E. Atmosphere—ocean dynamics[M]. Cambridge: Elsevier, 2016

[43] YAN Y F, LI L, WANG C Z. The effects of oceanic barrier layer on the upper ocean response to tropical cyclones[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans，2017，122(6): 4829-4844.

[44] JAIMES B, SHAY L K. Mixed layer cooling in mesoscale oceanic eddies during Hurricanes Katrina and Rita[J]. Monthly Weather Review, 2009, 137(12): 4188-4207.

[45] JAIMES B, SHAY L K. Near-inertial wave wake of Hurricanes Katrina and Rita over mesoscale oceanic eddies[J]. Journal of Physical Oceanography，2010，40(6): 1320-1337.

Upper Ocean Response to Sequential Typhoons in Northwest Pacific Ocean

WANG Tong-yu1, ZHANG Shu-wen2, CHEN Fa-jin1, JIANG Chen1, MA Yong-gui1

（1.,,,524088,; 2.,,515063,）

To study the upper ocean response to sequential typhoons (i.e. Merantia, Malaks, Megi and Chaba), based on remote sensing and previous data.By analyzing the ocean environmental data before the approaching of typhoons, typhoon work (), forcing time (f), precipitation and other characters discussed upper ocean stability, upwelling, and study how turbulent mixing mechanism influence sea surface temperature (SST), phytoplankton bloom and by judging the importance of upwelling and mixing using=h/2max.The cold eddy (CE) regional SST cooling (SSC) (3.5 ℃) and Chlorophyll-a (Chl-a) concentration (0.5 mg/m3) are more intense than the warm eddy (AE) when Megi transited the CE region, mainly due to the CE characteristics, strong upwelling [Ekman pumping velocity (EPV) = 2.5×10-4m/s,kinetic parameter< 1], the input of huge energy (> 80 kJ) into the ocean and strong rainfall caused rapid re-stratification, and the gradual strengthening of nonlinear CE had stronger sealing. The combination of these mechanisms can mobilize the bottom nutrient-rich layer (nutrient halocline below 100 m) of cold water to the upper level of Malaks and Merantia kept CE（124.9°E，22.3°N）weak upwelling (EPV = 5×10-5m/s), downwelling (EPV < 0), respectively, mainly turbulent mixing (> 1), so SSC was mainly turbulent mixed effect (> 25 kJ), Chl-a increased to 0.27. The thermodynamic structure of AE was relatively stable. Sequential typhoons has leaded to SSC < 2 ℃, and the increase of Chl-a was only 200%, AE (125.1°E, 20.6°N)were mixed with weak upwelling (< 1) and turbulent mixing respectively (> 1) were dominant during Merantia and Malaks, mixed layer depth was 80 m, and there was no strong obstacle zone around AE, which was easy to exchange with surrounding water bodies, and Chl-a showed a slight increase.

sequential typhoons; mesoscale eddy; upper ocean response; upwelling; mixing; Northwest Pacific Ocean

P732

A

1673-9159（2019）06-00062-13

10.3969/j.issn.1673-9159.2019.06.009

2019-04-30

國家重點研發(fā)計劃重點專項（2016YFC14001403）；國家自然科學基金面上項目（41676008和41876005）；國際合作項目（GASI-IPOVI-04）；廣東省自然科學基金（2016A030312004）

王同宇（1995―），男，碩士研究生，研究方向為物理海洋。E-mail：gdou_wty@163.com

張書文（1962―），男，博士，教授，主要從事物理海洋學研究。E-mail：gdouzhangsw@163.com

王同宇，張書文，陳法錦，等. 西北太平洋上層海洋對連續(xù)多個臺風的響應[J]. 廣東海洋大學學報，2019，39（6）：62-74.

（責任編輯：劉慶穎）