連續兩次臺風過境對東海北部水環境及初級生產力的影響*

王　騰　高　磊　李道季

(華東師范大學河口海岸學國家重點實驗室　上?！?00062)

在 20世紀六七十年代,國外科學家開始在全球部分地區開展了臺風對海洋水環境影響的研究工作(Leipper,1967; Brand,1971; Antheset al,1978)。我國關于臺風對外海水環境影響的研究開展較晚,上世紀90年代朱建榮等(1995a,1995b)借助于改進的物理模型,從多個方面探討了海洋上層對臺風的響應。進入 21世紀后,各種觀測手段快速發展,關于臺風對海洋水環境影響的研究成果不斷涌現。Lin等(2003)借助于衛星遙感數據,首次發現了臺風對海洋初級生產力的增加有重要的貢獻。此后,衛星遙感被用于研究臺風對外海表層水環境影響,多個研究發現臺風過境加強了海洋水體的垂向混合作用,在這個過程中下層低溫、高營養鹽海水可以被夾帶到表層,使臺風后海洋表層溫度(SST)出現降低,而營養鹽的補充則促進了表層浮游植物的生長,臺風過后海區初級生產力增加(Babinet al,2004; Zhenget al,2007;Shanget al,2008; Siswantoet al,2009; Zhaoet al,2015)。

雖然關于臺風對海洋水環境影響的研究較多,但鑒于臺風期間外海區采樣的困難,當前大部分工作的研究數據都是通過各種間接手段獲得,數據的完整性及可靠性有待完善。此外,遙感衛星只能觀測海洋表層的環境變化,表層以下的變化狀況不能直接了解。而且,以往關于臺風對海洋水環境影響的研究多是針對某個特定臺風,研究的假定條件是該海區之前沒有受到其它臺風的影響,或者前一個臺風已經過境較長時間,其影響已經基本消失(Foltzet al,2015)。而事實上,臺風季節某些海區臺風過境的頻率很高; 比如我國東海,根據中國臺風網資料統計,在本世紀平均每年有近7個臺風過境該地區,本地區受連續臺風影響的現象十分常見(Yinget al,2014)。相比于單個臺風,連續臺風過境背景下海洋環境變化持續的時間更久(Babinet al,2004)。

2003年 9月實驗室在東海北部海區開展了野外調查工作,期間恰逢臺風 Maemi(0314)及 Choi-Wan(0315)相繼過境該地區,我們獲得了大量的臺風前后現場數據。但一直以來,該航次取得的與臺風有關的數據還未經過深入的研究分析。在這之后,也很難有機會再獲得連續臺風過境前后東海外海區的現場數據。鑒于該數據的稀有及珍貴性,本文將其重新整理,并結合一些遙感及模型數據,仔細分析了連續兩個臺風過境對東海北部外海水環境及初級生產力的影響。

1　采樣與方法

1.1　研究區域概況

本研究的區域主要位于東海東北部,該區域恰好是陸架水和黑潮次表層水匯合的地方(圖 1)。黑潮主流由臺灣東側進入東海,水體具有高溫、高鹽的特征,表層最高水溫可達 30°C,最高鹽度出現在次表層(150—200m),可達 35左右(蘇育嵩,1986)。此外,長江沖淡水在夏季也可到達到東海東北部,對該地區的物質組成及環境改變也產生一定的影響(韋欽勝等,2013; Gaoet al,2014,2015)。

圖1　東海北部海域兩次臺風路徑(a)及采樣斷面站位(b)Fig.1　Two typhoons (Maemi and Choi-Wan) in the northern East China Sea (ESC) in 2003(a) the trajectory; (b) station and transects for observation

1.2　現場采樣與數據來源

2003年9月13日,即臺風Maemi過境后第2天,開始在東海北部外海開展現場調查。在臺風Choi-Wan到來之前,已經完成了 3個斷面的調查工作,其中13—14日及18日,對P斷面的4站進行了重復采樣。19日上午Choi-Wan開始影響該海區,野外采樣工作暫時停止。在 22日下午風力減小后,又對A、B兩個斷面進行了第二次采樣,外海所有采樣工作于24日上午完成。具體每站的位置、采樣時間及水深等見表1?，F場采用 CTD(美國 Sea-Bird)測量每個站位由表層到底層的溫度、鹽度及葉綠素熒光等數據。臺風前后每日 10m高度的風場數據取自美國國家氣候數據中心(NCDC)下的混合海洋風場數據庫。表層流場數據來源于 HYCOM 模型數據(Bleck,2002)。每日SST數據來源于全球海洋數據同化試驗(GODAE)下的高分辨率海洋表層溫度試驗項目(GHRSST-PP)提供的 L4產品。臺風降雨量數據從TRMM 衛星獲取。臺風期間研究區域表層葉綠素a(chla)濃度數據來源于MODIS/Aqua衛星提供的二級產品。初級生產力數據由NOAA CoastWatch提供,它依托VGPM模型(Behrenfeldet al,1997),將多種遙感數據結合,可以提供全球各海區初級生產力數據。受到臺風期間云層遮擋較多影響,每日Chla及初級生產力數據質量較差,本文一律采用了8天平均數據產品。

2　結果

2.1　兩次臺風過境前后研究區域風場及流場變化

臺風 Maemi過境前整個研究區域主要受東風影響,最大風速不超過 10m/s(圖 2a)。Maemi過境時產生了一個氣旋式風場,近臺風中心最大風速達到了45m/s左右,本次研究區域主要位于Maemi路徑右側,受東南風影響較大(圖2b)。由于Maemi移速較快,它對研究區域風場影響時間較短,雖然 9月 14日研究區域以西風為主,但風速卻降到了5m/s左右; 18日風速繼續降低,風向變成以東風為主(圖2c和d)。20日臺風 Choi-Wan到來后研究區域風速開始增強,但 A斷面東西兩側風向差別較大,其中東側以東南風為主,而西側以卻東北風為主(圖2e)。Choi-Wan過后風速逐漸降到 10m/s左右,但風向卻變為以北風為主,并且北風持續了較長時間(圖2f)。

風場的改變在一定程度上也影響到了流場的分布,圖3為兩次臺風前后研究區域表層流場變化。臺風 Maemi過境前該區域以向北流為主,除東南側幾站受黑潮影響水體流速較大外,其余大部分區域流速較低(圖 3a)。臺風 Maemi過境對研究區域整體流向改變較小,但受風速加強的影響,流速增強(圖3b)。在Maemi過后表層流場恢復較快,比如P斷面附近流場在2天后就恢復到了臺風前水平(圖3c)。

表1　東海北部海域各站現場采樣情況Tab. 1　In-situ measurements at different stations in the northern ECS during two typhoons

圖2　兩次臺風過境前后東海風場Fig. 2　The wind field before and after the two typhoon passages in the ECS

與Maemi不同,臺風Choi-Wan過境對表層流向的改變較大。比如18日B斷面附近流向以向北為主,但在 Choi-Wan過境當天流向迅速轉為以向西為主,特別是B4與 B5站之間的西向流尤為明顯(圖3d和e)。Choi-Wan后研究區域東北側流向轉為向南為主,而B4及B5站之間流向依舊以向西為主(3f)。與風向變化相對應,Choi-Wan過境當天A斷面兩側表層流向差別也較大,其中東側流向以向北為主,而西側卻以向南為主(圖 2e和 3e)。從圖 3也可以看出臺風Choi-Wan過境使黑潮流向產生了一定程度的改變,其過境期間黑潮主軸向東偏移,但黑潮軸向的改變在2天后就基本恢復到了臺風前狀態(圖3e和f)。

圖3　東海北部海域兩次臺風過境前后表層流場Fig.3　The surface flow field before and after the two typhoon passing over the northern ECS

2.2　臺風Maemi過境后兩次采樣P斷面溫度與葉綠素熒光變化

臺風Maemi在9月12日上午過境研究海區,過境后對P斷面4站進行了兩次采樣,具體各站采樣情況可見表1。研究區域最大水深位于東南側的A6站附近,深度達到了1100m左右,鑒于臺風的影響深度有限,本研究只選擇海洋上層,即深度小于 200m的水層作為主要研究對象。從圖 4可以看出,臺風Maemi后第二次采樣時P1及P2兩站測得的溫度與葉綠素熒光值與第一次相比變化顯著。18日 P1及 P2表層溫度分別比臺風后第一次采樣時增加了 1.4及1.0°C,熒光值則都減少了0.06mg/m3左右。兩次采樣P3及 P4站近表層溫度變化很小,熒光值雖有降低,但降低值較P1及P2要低得多(圖4)。

圖4　東海北部海域臺風Maemi后P斷面兩次采樣各站上層水體溫度及葉綠素熒光值Fig.4　Upper temperature and chlorophyll fluorescence of the stations in P transect after the typhoon Maemi passing across the northern ECS

13日P3站沒有發現溫躍層,而臺風后第二次采樣在60m深度附近出現了溫躍層(圖4a和b)。同樣,臺風后第一次采樣時各站次表層葉綠素最大值(SCM)所在水層葉綠素熒光值較低,而5天后各站SCM出現水層葉綠素熒光值增加較多,特別是 P1站臺風后第一次采樣時SCM在一定程度上被破壞,而18日在50m深度處出現了明顯的 SCM,現場測得的最大熒光值達到了 0.2mg/m3左右(圖 4d)。另外,各站 SCM出現位置在臺風后第二次采樣時加深,并且厚度也有所增加(圖4d)。相比于中上層溫度及葉綠素熒光值等的較大變化,兩次采樣過程中大部分站位最下層參數變化并不明顯(圖4)。

2.3　臺風Choi-Wan過境前后A、B斷面溫度與鹽度變化

圖5和圖6為臺風Choi-Wan前后A、B斷面上層溫度與鹽度,從圖中可以發現臺風過后研究區域各站溫度出現了不同程度的變化。除 A5、A6、B4及B5外,臺風后A、B斷面其余各站上層水體溫度與臺風前相比均出現下降,溫度下降的區域主要集中在東北側A1、A2、B1及B2附近,特別是B1站上層溫度在 Choi-Wan過后下降值超過了 2°C(圖 6b)。溫度增加的四個站位中,A5及A6站上層及B4站表層水體溫度增加值較低,而 B5站上層水體溫度在臺風前基本低于 24°C,但在臺風后卻超過了 26°C(圖6b)。臺風前某些站位混合層內水體溫度有一定差異,雖然臺風后各站溫躍層深度變化不一,但 Choi-Wan過后A、B斷面溫躍層以上水體溫度基本都沿垂向遞減,混合層內溫度差極小(圖5b和6b)。

臺風 Choi-Wan過后東北側 A1、A2、B1及 B2站位上層鹽度出現一定程度降低,尤其是 A2站位表層鹽度下降明顯,其降低值接近了0.4(圖5d)。除這4站外,其余各站上層水體鹽度與臺風前相比均有增加,特別是B5站位,臺風前其表層鹽度值只有32.6,而臺風后鹽度值超過了34(圖6c和d)。同溫度變化類似,Choi-Wan過后雖然鹽躍層深度不一,但基本所有站位鹽躍層以上水體鹽度差變得很小(圖5d和6d)。

2.4　臺風Choi-Wan過境前后A、B斷面葉綠素熒光變化

圖7為臺風Choi-Wan前后A、B斷面葉綠素熒光變化。Choi-Wan過后A斷面南側3站上層葉綠素熒光值與臺風前相比出現降低,A5站降低尤為明顯,其值由臺風前的 0.15mg/m3左右降到了臺風后的0.05mg/m3以下(圖 7a和b)。北側 3站上層葉綠素熒光值在臺風后出現一定程度增加,但增加值較小。B斷面外側 3站上層葉綠素熒光值在臺風后出現不同程度的增加,而B4及B5兩站20 m以淺水層葉綠素熒光值在臺風后大幅度降低,其中 B5站降低值最大達到了0.35mg/m3左右(圖7c和d)。臺風后B4與B5兩站葉綠素熒光躍層不明顯,中上層葉綠素熒光呈現出近垂直分布的特征(圖7d)。

與表層相比,臺風 Choi-Wan過境前后表層以下葉綠素熒光值的改變更顯著(圖7)。A1到A4站SCM內葉綠素熒光值在臺風后均出現增加,其中臺風前A4站SCM不明顯,而臺風后在40m深度附近出現了明顯的 SCM,層內葉綠素熒光值最大達到了0.23mg/m3,與臺風前相比增加了約 0.15mg/m3(圖7b)。B斷面B1站SCM深度在臺風Choi-Wan后略有下降,葉綠素熒光值增加明顯; B2站深度變化不大,層內熒光值略有增加; 其余3站臺風后SCM均不明顯(圖 7d)。

圖5　東海北部海域臺風Choi-Wan過境前后A斷面各站上層水體溫度與鹽度Fig.5　Upper temperature and salinity of the stations in A transect before and after the typhoon Choi-Wan passing over the northern ECS

圖6　東海北部海域臺風Choi-Wan過境前后B斷面各站上層水體溫度與鹽度Fig.6　Upper temperature and salinity of the stations in B transect before and after the typhoon Choi-Wan passing over in the northern ECS

2.5　兩次臺風過境前后研究海區 SST與表層 chla濃度變化

臺風Maemi過境前整個采樣區域SST較高,最低也超過了 27.5°C(圖 8a)。9月12日Maemi過境后其路徑附近海區 SST開始下降,特別是西北側降溫較明顯,SST從之前的29°C迅速降到了26°C以下(圖8b)。之后幾天內受臺風影響較大的海區SST變化較小,離臺風路徑較遠海區的SST則緩慢恢復(圖8c)。9月20日臺風Choi-Wan在研究區域東南過境,在其影響下研究海區 SST又出現一次降低,但 Choi-Wan帶來的降溫幅度遠低于Maemi(圖8d,e和f)。

對比衛星遙感數據與現場采樣數據,發現二者所反映的臺風前后海區溫度變化趨勢較吻合(圖4,5,6和8)。臺風Choi-Wan前采樣時B4及B5兩站上層海水溫度明顯低于其它各站,而從遙感圖像也可清晰地看到當時B4及B5兩站SST大大低于其它站位(圖 8c)。同時,臺風 Choi-Wan過后東北側研究區域SST與采樣前相比明顯降低,而B4及B5站附近海區SST卻出現增加(圖8c和f)。

由圖 9可以看出,臺風過境前后海區表層 chla濃度出現了明顯的變化。首先,臺風Maemi過后路徑附近海區表層 chla濃度比臺風前顯著增加,特別是在降溫最明顯的采樣區域西北側海區,chla濃度大于1mg/m3的海區面積增加明顯(圖9b,9c)。但在Maemi過境幾天后海區表層 chla濃度開始降低(圖 9d),這與 P斷面兩次現場采樣獲得上層葉綠素熒光變化趨勢較吻合(圖4)。其次,臺風choi-Wan過后A斷面附近海區表層chla濃度整體變化不大,B斷面外側3站則略有增加,而B4及B5兩站表層Chla濃度明顯降低(圖9c,9d)。經過對比,衛星遙感觀測到的臺風前后表層chla變化趨勢與現場測得的表層葉綠素熒光變化趨勢也較吻合。

2.6　兩次臺風過境前后研究海區初級生產力變化

同chla變化類似,臺風Maemi影響下研究海區初級生產力增加明顯,其中P斷面北側,B斷面南側的Maemi路徑附近海區8天平均初級生產力由8月底的 1000mgC/(m2·d)左右增加到了臺風期間的1450mgC/(m2·d),西北側高生產力海區范圍與臺風前相比也大幅度擴展(圖10a,b和c)。雖然臺風Choi-Wan作用下研究海區初級生產力的增加程度不如 Maemi顯著,甚至高生產力水團面積開始縮小(圖10c,10d),但 Choi-Wan過后很長時間內兩臺風路徑之間海區8天平均初級生產力一直保持在 700mgC/(m2·d)以上(圖10d,e和f),而Maemi過境之前其值只有600mgC/(m2·d)左右(圖10a,10b),可見連續臺風過境背景下初級生產力增加持續的時間較久。

圖8　東海北部海域兩次臺風過境前后SST變化Fig.8　SST before and after the two typhoon passages in the northern ECS

圖9　東海北部海域兩次臺風過境前后8天平均表層chl a濃度變化Fig.9　Eight-day averaged surface chl a concentrations before and after the two typhoon in the northern ECS注: 白色表示有云層遮擋

圖10　東海北部海域兩次臺風過境前后8天平均初級生產力變化Fig.10　Eight-day averaged primary productivity before and after the two typhoon passages in the northern ECS注: 白色表示有云層遮擋

3　討論

3.1　臺風作用下水體垂向混合過程加強

以往研究證明臺風過境加快了海洋水體的垂向混合過程,下層冷水被帶到表層,使臺風后SST降低,幅度一般為2—4°C,極端條件下可達到10°C (Linet al,2003; Tsenget al,2010; Chianget al,2011)。當然,臺風后不同海區間 SST的降低也有差別,其中溫躍層位置的深淺是影響臺風后 SST響應高低的重要因素,溫躍層位置越淺,下層低溫水越易被帶到表層,SST的降幅也越大(朱建榮等,1995a,1995b)。由于夏季整個東海溫躍層所在深度由西北向東南遞增(于洪華,1988),導致了Maemi影響下采樣區域西北側SST的降低更明顯(圖 7)。同時,垂向混合加強也能將下層大量的營養鹽帶到表層,促進了臺風后表層浮游植物的生長(Linet al,2003; Zhenget al,2007;Siswantoet al,2009; Zhaoet al,2015)。本研究發現在SST降低較大的海區,臺風后表層葉綠素濃度增加也相對較多(圖 8和 9),這表明臺風前海區躍層位置越淺,臺風期間下層營養物質越容易被帶到表層,臺風后這些海區表層浮游植物的生物量也越容易出現增加。另外,也有學者認為臺風期間垂向混合過程的加強可以將下層浮游植物夾帶到表層,使臺風后表層葉綠素濃度出現增加(Daviset al,2004; Walkeret al,2005; Yeet al,2013)。對比發現臺風前后各站SCM基本都位于溫躍層,SST的降低證明溫躍層下部分水體通過上升流被夾帶到了表層,在此過程中 SCM 也可能被破壞,層內部分浮游植物可以被帶到表層,下層浮游植物的補充對臺風后表層葉綠素濃度的增加也有很大作用。臺風后表層營養鹽的增加以及下層浮游植物的向上夾帶共同促進了臺風后海區表層葉綠素濃度的升高,但要區分其這兩者各自的貢獻比例卻有很大難度。而且下層被夾帶上來的浮游植物并不能被算作新生產力,因此過往研究很可能高估了臺風對海洋新生產力增加的貢獻。

臺風Maemi后P斷面第二次采樣時部分站位溫躍層及 SCM 開始變明顯,這些變化證明海區的水體結構正在不斷恢復(圖 4)。但臺風過后海區水環境的恢復往往需要一段時間(Babinet al,2004; Zhenget al,2007)。Maemi過境一周后Choi-Wan就開始影響該海區(圖1),雖然臺風Choi-Wan在很大程度上提高了研究海區上層水體的混合程度,并且也延長了初級生產力增加持續的時間,但在其過后海區 SST的降低及表層葉綠素濃度的增加程度均不如Maemi明顯(圖5和6)。Choi-Wan過后上層水體的這種變化與Maemi有很大關系,Maemi過境使研究區域上層水體混合較均勻,水體穩定性減弱,更利于后面的 Choi-Wan對上層海水進行垂向混合。但也是因為 Maemi之前的混合作用,減小了上下水環境的差異,阻礙Choi-Wan對SST及表層葉綠素濃度產生較大的改變。在墨西哥灣,Babin等(2004)同樣發現在連續兩個臺風過境時,后續臺風對海區 SST及表層葉綠素的改變程度要比前一個臺風低得多。當然,Choi-Wan對表層水環境影響較小也與其強度低以及路徑離研究區域較遠等因素有一定關系。由于兩次臺風過境間隔時間較短,Choi-Wan過境時Maemi的影響仍然存在,依靠現有數據很難甄別和界定這兩次臺風在研究海區水環境改變及初級生產力增加中各自的貢獻,但該方面研究有利于進一步認識連續臺風的影響,在今后值得繼續關注。

3.2　臺風作用下水體平流輸運改變

Choi-Wan過后東北側的A1、A2、B1及B2站位水體混合層內鹽度均降低(圖5和 6)。以往研究認為臺風降水是臺風后混合層內鹽度降低的主要原因(Liuet al,2014; Shanet al,2014)。但根據衛星遙感觀測發現臺風 Choi-Wan影響期間路徑右側降雨明顯,而鹽度降低的區域并沒有降雨發生(圖11)。同時,臺風后這四站混合層內水體溫度均出現降低,證明臺風產生的垂向混合作用很可能將下層水體夾帶到了上層(圖5和6)。在沒有降雨而且下層水上涌的前提下,臺風后上層水體鹽度理應出現增加(Wuet al,2012; Liuet al,2014)。另外,臺風Choi-Wan影響下A5及A6站上層水體雖然混合加強,但混合層內水體溫度卻略有增加; 臺風后 B5站溫度與鹽度都大幅度增加(圖5和6)。這些發現與以前的研究結論存在很大差異,經過分析,以上異?，F象的出現均與臺風Choi-Wan過后海區平流輸運的改變有很大關系。

圖 3表明臺風對東海北部表層流場的改變有很大作用。臺風Choi-Wan過后東北側采樣區域不斷受到北部低溫低鹽水入侵的影響,導致這個區域各站上層溫度與鹽度與臺風前相比均有所下降(圖5和6)。而Choi-Wan過后B4與B5之間的西向流持續了較長時間,B5站水體逐漸被東側水體替代,使 Choi-Wan過后B5站混合層內溫度及鹽度與之前相比皆大幅度增加,并且與臺風前 B4站上層溫度及鹽度基本相同(圖6)。臺風Choi-Wan過境使黑潮主軸向東偏移,但它很快又恢復到臺風前水平(圖 3)。在黑潮軸向恢復的過程中東南側海區部分高溫高鹽水很可能被帶到A5及A6站附近,使臺風后這兩站上層溫度與鹽度與臺風前相比均有所增加(圖5)。

圖11　臺風Choi-Wan過境前后3天累計降雨量Fig.11　Three-day accumulated rainfall before and after the typhoon Choi-Wan

同時,海洋浮游植物的分布也會受到平流輸運的影響(Chenet al,2012; Zhaoet al,2014)。臺風Choi-Wan過后A5及A6站附近水體受垂向混合加強的影響,上層葉綠素熒光呈垂直分布,但由于東南低生產力水團的侵入,上層葉綠素熒光值較臺風前降低(圖7a和b)。同樣,東北側研究區域受到北部近岸高生產力水團影響,臺風后上層葉綠素熒光值升高(圖7b和d)。而B4及B5兩站附近水體先受到垂向混合作用影響,后又受到東側較低生產力水團影響,導致上層葉綠素熒光值呈現垂直分布,但其值較臺風前降低較多(圖7c和d)。以上這些變化提醒我們在研究臺風對海洋環境的影響時,不但要考慮垂向混合過程加強的貢獻,同時也要考慮平流輸運改變的作用,它在較大程度上也會改變臺風后海洋上層水環境以及初級生產力的分布特征。

3.3　臺風對海洋表層以下浮游植物生長的影響

臺風作用下垂向混合過程的加強不僅可以改變表層水體的溫度、鹽度、營養鹽及初級生產力水平,同時對表層以下水體理化結構的改變及生物的生長也會產生重要的影響(Shiahet al,2000; Chunget al,2012; Yeet al,2013)。但因為臺風期間外海采樣較困難,有關臺風后外海表層以下浮游植物生長變化的研究并不多見。在東海內陸架,Li等(2013)發現臺風過后除近岸表層站位外,整個斷面葉綠素濃度大幅度下降。而在南海北部,Ye等(2013)在調查時發現臺風過后南海次表層葉綠素增長及高葉綠素濃度存在的時間均明顯高于表層。本研究根據臺風前后現場測得葉綠素熒光數據,發現與表層相比,臺風過境對東海北部外海海表以下浮游植物生長的影響更為顯著(圖 4和圖 7)。

臺風Maemi過境兩天后P斷面各站SCM不明顯,而第二次采樣時各站SCM開始變明顯,特別是P1站SCM 內葉綠素熒光值增加顯著(圖 4d)。這種變化與臺風期間垂向混合過程的改變有直接關系,臺風過境期間上層水體垂向混合加強,上下水團在混合的過程中對SCM產生了很大的破壞,SCM內浮游植物被夾帶到表層或更深水層,使臺風剛過后海洋 SCM變得不明顯(圖4c)。臺風過境幾天后水動力過程減弱,再加上下層營養鹽的補充以及臺風后天氣晴朗,次表層浮游植物生長加快,SCM再次出現,內部的生物量甚至遠高于臺風前水平(Yeet al,2013)。因為沒有連續觀測,臺風后東海次表層浮游植物生物量增加持續的時間在本研究中沒有涉及,但鑒于臺風后海表以下葉綠素變化較為顯著,今后有必要進一步加強該方面的研究。

4　結論

連續兩個臺風過境期間,東海北部外海水環境一直處于不穩定的狀態。首先,臺風 Maemi(0314)過境加強了垂向混合過程,使海區 SST在臺風后顯著下降,而初級生產力增加。雖然后面臺風Choi-Wan(0315)強度較低,但由于Maemi過境破壞了上層水體的穩定性,使之更容易對海區水體產生垂向混合作用,Choi-Wan過后海區上層水體混合程度進一步加強,并且初級生產力在長時間內高于臺風前水平。但也是由于Maemi的影響,臺風Choi-Wan過后海區 SST的下降以及初級生產力的增加較為有限。Choi-Wan對海區上層水體平流輸運方向的改變較大,受此影響部分海區上層水環境及初級生產力分布出現了特殊的變化。

另外,與臺風后表層葉綠素變化相比,臺風對次表層葉綠素濃度的改變程度更大。臺風過境期間垂向混合過程的加強對東海 SCM 有較大的破壞作用,部分海區 SCM 在臺風后變得不明顯,但隨著后面水環境的穩定以及下層營養鹽的補充,SCM重新出現,并且層內葉綠素濃度明顯高于臺風前。臺風期間 SCM內的浮游植物在垂向混合加強的過程中也可以被帶到表層,同樣可以促進臺風后表層葉綠素濃度的增加,但通過這個過程增加的生產力實際上不能被算作新生產力,過往研究很可能高估了臺風對海洋新生產力的貢獻。

致謝感謝東方紅 2號科考船全體科研人員以及相關數據網站對本研究的支持。

于洪華,1988. 東海溫躍層特征分析. 東海海洋,6(1): 1—11

韋欽勝,王輝武,葛人峰等,2013. 黃海和東海分界線附近水文、化學特征的季節性演替. 海洋與湖沼,44(5): 1170—1181

朱建榮,秦曾灝,1995a. 海洋對熱帶氣旋響應的研究Ⅰ: 海洋對靜止、移速不同的熱帶氣旋響應. 海洋與湖沼,26(2):146—153

朱建榮,秦曾灝,1995b. 海洋對熱帶氣旋響應的研究Ⅱ: 不同海洋熱力結構下的情形. 海洋與湖沼,26(5): 455—459

蘇育嵩,1986. 黃東海地理環境概況、環流系統與中心漁場.山東海洋學院學報,16(S1): 12—27

Anthes R A,Chang S W,1978. Response of the hurricane boundary layer to changes of sea surface temperature in a numerical model. Journal of the Atmospheric Sciences,35(7): 1240—1255

Babin S M,Carton J A,Dickey T Det al,2004. Satellite evidence of hurricane-induced phytoplankton blooms in an oceanic desert. Journal of Geophysical Research,109(C3):C03043

Behrenfeld M J,Falkowski P G,1997. A consumer's guide to phytoplankton primary productivity models. Limnology and Oceanography,42(7): 1479—1491

Bleck R,2002. An oceanic general circulation model framed in hybrid isopycnic-Cartesian coordinates. Ocean Modelling,4(1): 55—88

Brand S,1971. The effects on a tropical cyclone of cooler surface waters due to upwelling and mixing produced by a prior tropical cyclone. Journal of Applied Meteorology,10(5): 865—874

Chen Y Q,Tang D L,2012. Eddy-feature phytoplankton bloom induced by a tropical cyclone in the South China Sea.International Journal of Remote Sensing,33(23): 7444—7457

Chiang T L,Wu C R,Oey L Y,2011. Typhoon Kai-Tak: an ocean's perfect storm. Journal of Physical Oceanography,41(1): 221—233

Chung C C,Gong G C,Hung C C,2012. Effect of Typhoon Morakot on microphytoplankton population dynamics in the subtropical Northwest Pacific. Marine Ecology Progress Series,448: 39—49

Davis A,Yan X H,2004. Hurricane forcing on chlorophyll-a concentration off the northeast coast of the U.S. Geophysical Research Letters,31(17): L17304

Foltz G R,Balaguru K,Leung L R,2015. A reassessment of the integrated impact of tropical cyclones on surface chlorophyll in the western subtropical North Atlantic. Geophysical Research Letters,42(4): 1158—1164

Gao L,Li D J,Ishizaka J,2014. Stable isotope ratios of carbon and nitrogen in suspended organic matter: seasonal and spatial dynamics along the Changjiang (Yangtze River)transport pathway. Journal of Geophysical Research,119(8):1717—1737

Gao L,Li D J,Ishizaka Jet al,2015. Nutrient dynamics across the river-sea interface in the Changjiang (Yangtze River)estuary-East China Sea region. Limnology and Oceanography,60(6): 2207—2221

Leipper D F,1967. Observed ocean conditions and Hurricane Hilda,1964. Journal of the Atmospheric Sciences,24(2):182—196

Li Y H,Ye X,Wang A Jet al,2013. Impact of typhoon Morakot on chlorophylladistribution on the inner shelf of the East China Sea. Marine Ecology Progress Series,483: 19—29

Lin I,Liu W T,Wu C Cet al,2003. New evidence for enhanced ocean primary production triggered by tropical cyclone.Geophysical Research Letters,30(13): 1718

Liu Z H,Xu J P,Sun C Het al,2014. An upper ocean response to Typhoon Bolaven analyzed with Argo profiling floats. Acta Oceanologica Sinica,33(11): 90—101

Shan H X,Guan Y P,Huang J P,2014. Investigating different bio-responses of the upper ocean to Typhoon Haitang using Argo and satellite data. Chinese Science Bulletin,59(8):785—794

Shang S L,Li L,Sun F Qet al,2008. Changes of temperature and bio-optical properties in the South China Sea in response to Typhoon Lingling,2001. Geophysical Research Letters,35(10): L10602

Shiah F K,Chung S W,Kao S Jet al,2000. Biological and hydrographical responses to tropical cyclones (typhoons) in the continental shelf of the Taiwan Strait. Continental Shelf Research,20(15): 2029—2044

Siswanto E,Morimoto A,Kojima S,2009. Enhancement of phytoplankton primary productivity in the southern East China Sea following episodic typhoon passage. Geophysical Research Letters,36(11): L11603

Tseng Y H,Jan S,Dietrich D Eet al,2010. Modeled oceanic response and sea surface cooling to typhoon Kai-Tak.Terrestrial,Atmospheric and Oceanic Sciences,21(1): 85—98

Walker N D,Leben R R,Balasubramanian S,2005. Hurricaneforced upwelling and chlorophyllaenhancement within cold-core cyclones in the Gulf of Mexico. Geophysical Research Letters,32(18): L18610

Wu Q Y,Chen D K,2012. Typhoon-induced variability of the oceanic surface mixed layer observed by Argo Floats in the Western North Pacific Ocean. Atmosphere-Ocean,50(S1):4—14

Ye H J,Sui Y,Tang D Let al,2013. A subsurface chlorophyllabloom induced by typhoon in the South China Sea. Journal of Marine Systems,128: 138—145

Ying M,Zhang W,Yu Het al,2014. An overview of the China Meteorological Administration tropical cyclone database.Journal of Atmospheric and Oceanic Technology,31(2):287—301

Zhao J,Ghedira H,2014. Monitoring red tide with satellite imagery and numerical models: a case study in the Arabian Gulf. Marine Pollution Bulletin,79(1—2): 305—313

Zhao H,Shao J C,Han G Qet al,2015. Influence of typhoon Matsa on phytoplankton chlorophyll-aoff East China. PLos One,10(9): e0137863

Zheng G M,Tang D L,2007. Offshore and nearshore chlorophyll increases induced by typhoon winds and subsequent terrestrial rainwater runoff. Marine Ecology Progress Series,333: 61—74