臺風影響下長江口羽流的響應與淡水輸運機制

吳夢圓，李鋮，張景思，劉安琪，葛建忠

（1.華東師范大學 河口海岸學國家重點實驗室，上海 200241；2.上海市海洋監測預報中心，上海 200062）

河流向海輸運了大量的淡水和陸源物質[1]，與外海高密度的海水存在密度差，形成大范圍層化，以寬而薄的浮力羽流形式[2]覆蓋在近海上層，邊界形成鋒面。以臺風為代表的極端氣旋天氣事件頻頻侵襲中低緯度河口區域[3]，其強度極大，具有短期事件性及難預測性，對沿岸的水動力及生態環境造成巨大的影響[4]。

在臺風過境時，羽流的層化結構會在強風應力混合下被打破[5]，并且流域近岸強降水使得水域的淡水短時輸入增大[6-7]。羽流結構對河口沉積物[8]、污染物和生物群的平流、擴散等方面至關重要，會影響河口地區的初級生產力和其他環境問題[9-10]，因此，了解臺風引起羽流的層化與混合[11-12]、淡水輸運和羽流擴散與恢復的物理機理[13]具有重要意義。在美國切薩皮克灣河口，多項研究表明風暴潮對沿岸水動力有顯著的影響[11-12]，包括河口混合層的加深及河口環流，同時發現在風暴潮期間強風會導致河口局部完全混合，使得鹽度在垂直方向上均一化，但是口門附近的羽流在水平方向上仍能保持較大的鹽度梯度，風應力促進了由正壓梯度引起的平流輸運[14]。Zhang 等[15]發現長江河口羽流在臺風“燦都”的影響下，原先向外海擴展的羽流結構變成了沿陸架向浙閩沿岸的羽流，并且對浙閩海域輸運了年總流量5%的淡水。

臺風強度、路徑等特征對不同類型河口區域的影響，在時間和空間范圍上有較大差異，往往取決于河流徑流量大小、河口地形[3,11,17]、臺風路徑與強度[6,16]、潮汐效應等因素[17]。在中國珠江河口，河口羽流分層結構在不同類型臺風下都存在層化被強烈混合打破的情況，并且沿岸的淡水輸運增加[18]。不同點在于，對于在珠江口東部登陸的臺風“納沙”[19]而言，在珠江口附近主要為西南風向，增加了淡水羽流的向東離岸輸運；而對于在西部登陸的臺風“天鴿”[20]，臺風帶來的東南風則將羽流擠壓到沿岸海域上，低密度水團更厚，形成底部捕獲型羽流，極大地增加了向西的淡水運輸。而相同點在于，對于不同路徑的臺風均可以發現羽流結構在幾天內發生迅速變化。

因此，針對同一河口、不同路徑類型的臺風也需分類進行詳細研究。本文選擇夏季頻繁受到臺風襲擊的長江口及鄰近海域為研究區域，影響該區域的臺風可分為登陸型和轉向型，登陸型占總數的57.96%，其中在長江口南側登陸占87%，轉向型占總數的42.14%[21]。本文以登陸型超強臺風（“利奇馬”）和轉向型強臺風（“巴威”）為例，根據鋒面浮標觀測數據，結合區域海洋數值模型分析這兩類臺風過境時對河口水動力、層化與混合、淡水輸運等過程的影響，揭示不同類型臺風過境對河口羽流結構的破壞與恢復機制，量化臺風影響下河流向海的淡水輸運通量。

1 研究區域概況

長江年平均徑流量為28 527 m3/s，洪季在50 000 m3/s 以上，每年向近海區域輸運的淡水約9.24×1011m3，是西太平洋最大的淡水和陸源物質來源[22]。長江口屬于亞熱帶季風氣候區，夏季受到偏南季風的影響，并且頻頻受到西太平洋生成的熱帶風暴潮的襲擊，其受影響區域往往伴隨著較大的降水和海表風應力下的淡水輸運[23]。據統計，1949－2018 年有478 場臺風影響到中國東部海域，平均每年約有6.8場臺風[24]。

本文選取2019 年第9 號登陸型超強臺風“利奇馬”和2020 年第8 號轉向型強臺風“巴威”為典型案例，對比分析不同類型的臺風對長江河口羽流水動力環境的影響。臺風路徑如圖1 所示，臺風“利奇馬”于2019 年8 月10 日01:45 前后以超強臺風級在浙江省溫嶺市登陸，登陸時中心附近最大風力16 級（52 m/s），“利奇馬”屬于在長江南側登陸的超強臺風，對沿海區域造成了巨大的經濟損失[25]。臺風“巴威”于2020 年8 月12 日02∶00 在西北太平洋生成，8 月25 日17 時其中心位于東海北部海面（30.1°N，125.3°E），中心附近最大風力為14 級（42 m/s）[26]，隨后向北移動，屬于轉向型臺風。受這類臺風的影響，長江口從偏南季風轉換為氣旋性偏北風。本文選取的浮標觀測站點（圖2）分別為HU02（122.81°E，30.97°N）、4#（122.33°E，31.41°N）、5#（122.05°E，31.35°N）、6#（121.83°E，31.38°N）。為分析臺風對垂向水體結構和淡水輸運的影響，計算截面上的鹽度場和淡水通量，截面區域如圖2 中紅色線段所示（東起123.00°E，31.1°N，西至122.20°E，31.40°N）。

圖1 研究區域及臺風路徑圖

圖2 觀測站點與計算淡水通量截面位置圖

2 現場觀測和數值模型

2.1 實測數據

HU02浮標位于夏季長江羽狀鋒面附近（圖2），測量要素主要包含流速、流向、溫度、鹽度等。其中垂向剖面流速流向數據由聲學多普勒剖面流速儀獲取，儀器垂向分辨率為2 m，共20 層，采樣時間間隔在2019 年8 月為1 h/次，在2020 年為15 min/次，鹽度數據由鹽度傳感器根據海水的電導率測量。該浮標自2019 年7 月1 日00∶00 至2019 年8 月31 日12∶00 設置為連續采樣，2020 年7 月1 日00∶00 至2020 年9 月1 日13∶00 再 次 設 置為連續采樣。

2.2 數值模型

Finite Volume Community Ocean Model （FVCOM）是一個無結構網格架構、有限體積、自由表面、三維原始方程的海洋數值模型。模型區域范圍包含南起28.5°N，北至34.0°N，最大水深92.46 m。為了更加細致地刻畫長江口羽流動力特征，對口門附近網格進行了加密，網格的最小分辨率為500 m，網格點數為49 854 個，單元格數量為93 843 個（圖3）。模型垂向上采用sigma 坐標系，按照地形平均劃分為20 層，模型由徑流、潮汐及風場等邊界條件驅動，溫鹽初始場來自《渤海、黃海、東海海洋圖集》數字化資料[27]；徑流量數據采用長江水資源委員會大通站實測逐日流量（下載地址：www.cjh.com.cn），風場數據采用歐洲天氣預報中心ECMWF （European Centre for Medium-Range Weather Forecasts）氣象再分析數據。該區域模型能較好地刻畫長江口水動力過程、河口羽流輸運、潮汐變化等過程[28]。

圖3 FVCOM長江口區域模型網格圖

為分析臺風期間的水動力過程，分別對2019年和2020 年的7 月20 日至8 月31 日的臺風過程進行了模擬。模型試驗設置如下，Exp1: 2019 年8月，由實際風場驅動的模擬實驗；Exp2: 2019 年，排除季風風場，僅用臺風“利奇馬”風場驅動的模擬實驗；Exp3: 2020年8月，實際風場驅動的模擬實驗；Exp4: 2020年8月，僅用臺風“巴威”風場驅動的模擬實驗。將Exp1和2中臺風“利奇馬”過境時日平均物理量所取的時間設為2019 年8 月10 日00∶00 至2019 年8 月11 日00∶00，過境后所取時間為2019 年8 月13 日00∶00 至2019 年8 月14日00∶00；將Exp3 和4 中臺風“巴威”過境時日平均物理量所取時間設為2020 年8 月25 日12∶00至2020 年8 月26 日12∶00，過境后所取時間設為2020 年8 月27 日00∶00 至2020 年8 月28 日00∶00（圖1）。Exp2 和4 的臺風風場數據是根據臺風路徑、中心風速、中心氣壓等參數，利用藤田公式計算臺風氣壓場合成得到[29]。

2.3 模型設置與驗證

模型和HU02 站點的表底層流速流向驗證如圖4所示，可以看到HU02站點的實測值與模擬值擬合良好；在2019 年臺風“利奇馬”之后表層存在流速偏差，整體上此模型能夠較好地刻畫臺風期間的水動力過程。為了更好地量化模型與實測的誤差精度，計算了表層的流速流向相關系數（CC）：

圖4 模型與HU02站點的表底層流速流向以及表層鹽度驗證圖

均方根誤差（RMSE）：

平均誤差（MAE）：

式中：Xmod為模型值；是模型值的平均值；Xobs是觀測值；是觀測值的平均值；N為樣本數。

HU02 及其他幾個浮標站的模擬驗證流速均方根誤差為0.16～0.25 m/s，平均誤差為0.14～0.21 m/s；流向的均方根誤差為21.29°～33.6°，平均誤差為15.06°～26.69°，鹽度的驗證的均方根誤差分別為1.16 和2.19，平均誤差分別為1.01 和1.73（表1）。各個測點的相關系數計算結果，流速相關系數在0.83～0.93 波動，流向的相關系數則在0.92～0.98，HU02 站位鹽度的相關系數分別為0.86 和0.87，說明模型能夠良好地刻畫臺風期間流場以及鹽度的變化情況，進而為后續淡水輸運通量的計算提供基礎。

表1 模型與HU02站點的表底層流速流向以及表層鹽度驗證圖

2.4 理查森數計算方法

理查森數Ri能夠反映水體由動態湍流混合造成的不穩定狀況，因此可以用來量化水體在臺風期間的層化與混合情況，計算公式為：

式中：S為垂向流速剪切；u為流速；z表示垂向水深；N2為浮力頻率，可用以下公式計算：

式中：ρ為密度，可以根據溫度鹽度結果由海水狀態方程計算得到。

為了方便對比，取lg(4·Ri)，當lg(4·Ri)＜0，流速剪切較強，水體易于發生湍流混合不穩定；當l g(4·Ri)＞0，混合減弱，水體趨于穩定層化狀態。

3 結果

3.1 觀測站點對臺風的水動力響應

3.1.1 站點對登陸型臺風的水動力響應

2019 年8 月4－10 日，HU02 站點處風向呈偏東風狀態，風速達16.04 m/s；隨后臺風逐漸向北移動，風向逐漸向北偏轉，HU02站點風速減小到偏北風0.91～3.55 m/s（圖5（a））。在臺風過境期間，HU02 站點處的水動力受臺風影響顯著，在8月8 日之前流向仍然呈現旋轉流的流態；8 月9－11 日由于受到臺風過境東南風的影響，HU02 站點表底層的流向均向北，并且一直持續到8 月12日才恢復為旋轉流的流態（圖5（b））。臺風期間處于天文小潮，其表底層流速整體在0～0.8 m/s 之間（圖5（c））。8月12－13日臺風逐漸遠離長江口區域，臺風對HU02 站點的影響依然存在，表底層流速均略微增大（圖5（c））。

圖5 2019年8月臺風利奇馬期間HU02站點的觀測數據

站點的表層鹽度在26～30 之間波動，26 等鹽度線隨著潮汐在表中層波動；在臺風過境期間表層鹽度上升，表底層的鹽度呈現均一化（圖6（a））。為了更好地觀察臺風過程對于站點鹽度的影響，通過鹽度數據計算理查德森數。在底部10 m 水深以下，大部分區域的lg( )4·Ri＜0，這是由于底層速度剪切導致的湍流混合增大造成的；而在表中層的大部分區域lg( )4·Ri＞0，為一個較為穩定的層化狀態，速度剪切較小，湍流發育受到抑制；而在臺風期間這一穩定層化狀態被打破，特別是在臺風登陸之后，存在著由較大速度剪切導致中下層。8 月10 日HU02 站點的中下層存在條帶狀的負值，其與26 等鹽度線所在深度相對應，表明臺風過后存在著流速剪切不穩定和水體垂向混合導致的不穩定（圖6（b））。

圖6 不同臺風期間模型計算結果

3.1.2 對轉向型臺風的水動力響應

2020 年8 月，臺風“巴威”到達長江口之前，長江口盛行偏南季風（圖7（a））；8 月22 日開始轉為偏北風。HU02站點所在區域于26日08∶00達到最大風速12.64 m/s，在20:00迅速轉成偏南風并逐漸減弱（圖7（a））。從站點的流向可以看到，8月中上旬呈現旋轉流流態，但是這一流態特性從8 月26 日之后就受到破壞，26－28 日流向持續在180°左右，向南流動且影響到全水深（圖7（b）），至28 日逐漸恢復成旋轉流流態。臺風過境使得表中層的流速迅速增大，最大流速達到1.79 m/s，存在表層以下5.2 m，且流速恢復時間與臺風過境時間滯后大約一天，在臺風后期（8 月27 日）仍能在表中層發現較大的流速（約2 m/s）（圖7（c））。

圖7 2020年8月臺風“巴威”期間HU02站點的觀測數據

臺風“巴威”過境時期，HU02站點的表層鹽度呈現整體下降，26 等鹽度線在臺風前的表中層下降到了臺風后的底層（圖6（c）），表明HU02 站點所在區域在臺風“巴威”影響下有顯著的淡水輸運。在臺風影響期間，中層水體存在正負值交替的情況（圖6（d）），說明其處在一個動態的剪切層化交替平衡狀態。

3.2 不同類型臺風下長江羽流的響應

3.2.1 登陸型臺風（偏南風）

為了分析不同類型臺風對長江口羽流結構的影響，選擇26 等鹽度線作為沖淡水分界線[30]，分別計算了臺風過境時和臺風過境后的表層日均余流場和鹽度場，以及垂向剖面上的日均余流場和鹽度場。2019 年8 月10 日，受到登陸型超強臺風“利奇馬”的偏南風影響，低鹽水團靠岸且26 等鹽度線離岸較近（圖8（a））；在臺風過境后表層鹽度開始降低，且26 等鹽度線整體向東向外海移動（圖8（e））。觀察臺風過境前的風場情況，可以發現從8 月3 日開始一直受到偏東風的影響（圖5（a）），26 等鹽度線顯著靠岸，可能是受到較強偏東季風的影響。為了排除這種臺風前背景風場的影響，設置僅受臺風風場驅動的Exp2和Exp4。對比Exp1 和Exp2，發現在偏東風的背景風場作用下，更多沖淡水沿蘇北海岸向北移動（圖8（b））。偏東南風向的登陸臺風通過Ekman 輸運可以造成淡水堆積在蘇北沿岸一側，其東側的鹽度整體升高；而在臺風過后，表層淡水開始向東擴展，造成外海鹽度降低（圖8（f））。

臺風“利奇馬”過境期間，表層余流整體向西北，在26 等鹽度線附近的余流速度較大，接近1 m/s，東側余流逐漸減小（圖8（a））；而在臺風過境后余流迅速減小，接近0 m/s（圖8（e））。對比僅有臺風風場作用下的Exp2 余流場，發現與Exp1 的模擬結果相似，都存在向西北方向的余流，余流速度和方向與Exp1 存在略微差別（圖8（a）、（b））。這說明在臺風過境期間，較大的蘇北沿岸余流為臺風所造成，背景風場作用微弱。

為了進一步分析臺風對口門附近水體垂向上的影響，繪制了截面上的鹽度剖面圖。在臺風“利奇馬”過境期間，淡水團向外擴散受到抑制，垂向鹽度較為均一，26等鹽度線的底層在122.35°E的位置，并且表底層的垂向跨度約為0.14 經度（圖9（a））。在臺風過境后，表層大量淡水向海擴散，26 等鹽度線的表底層垂向跨度可達0.4 經度（圖9（e）），垂向分層明顯。Exp2 僅用臺風風場驅動下的模擬結果顯示，其垂向鹽度均一，26 等鹽度線表底層垂向跨度僅0.05 經度，臺風過后其表層淡水向外海擴散更遠，其垂向鹽度分層明顯（圖9（b）、（f））。臺風“利奇馬”過境期間，剖面上整體余流向岸流動，并且存在較大的垂向速度梯度，表層流速的較大值存在于26 等鹽度線以內的淡水團核心區域，在25 m 水深向外的剖面，底層流速接近于0 m/s（圖9（a））。而在臺風“利奇馬”過境后，可以看到122.40°E 以西的表層淡水存在著一定的余流，流速約為0.5 m/s，而在122.40°E 向東的海域表底層流速均接近0 m/s（圖9（e））。僅用臺風風場驅動的Exp2 模型結果與Exp1 類似，有較大的向岸余流，流速最大值位于淡水核心區域的表層，并且垂向有較大的速度梯度（圖9（a）、（b）），在臺風過后的整個剖面余流較小接近零（圖9（e）、（f））。

圖9 不同模型臺風過境時與臺風過境后剖面日平均鹽度余流圖

可見，偏南風向的登陸臺風“利奇馬”使得淡水迅速在沿岸堆積，原本夏季的表層平流型羽流結構迅速轉化成底部捕獲型羽流結構；在臺風過境后，表層淡水又迅速向東側海域擴散，恢復成表層平流型羽流結構。

3.2.2 轉向型臺風（偏北風）

轉向型臺風雖然并不直接登陸，但由于其風向與夏季長江口的盛行偏南季風完全不同，形成強烈的偏北風向的熱帶氣旋，對長江口羽流結構和淡水輸運造成與登陸型臺風不同的影響。

2020 年8 月，臺風“巴威”過境之前，長江口主要受到夏季偏南季風的影響，過境時轉換成偏北風（圖7（a）），可以看到長江口區域大量沖淡水從口門向外海擴散（圖8（c））。臺風過境后，26等鹽度線所包圍的淡水整體區域不變，但是其空間位置整體向南向浙閩海域輕微平移（圖8（g））。臺風“巴威”期間，長江口存在著0～0.5 m/s 的南向余流，余流高值出現在HU02 西側淡水團核心區域的邊緣以及舟山群島附近，南向余流速度達到0.5 m/s（圖8（c））。臺風過境后，其整體余流流速較小，淡水出河口后在偏南風的作用下向東北流動，隨后在地轉柯氏力作用下右偏向南流動。

在偏北風向的臺風過境時，不可忽視背景偏南季風的作用，其與臺風風向相反。從Exp4 模擬結果發現在沒有背景季風的影響下，其26 等鹽度線包含的淡水核心區域從原本的向東擴展的表層平流型羽流轉換成底部捕獲型，并且整個長江口區域都存在大量向南輸運的余流（圖8（d））。臺風過境后，部分淡水向外海的擴散，整體仍然是靠岸向南輸運（圖8（h））。所以，夏季偏南季風可以使得淡水向外海擴展，偏北風向臺風的作用更多體現在通過Ekman輸運使得表層淡水向南輸運。

臺風“巴威”過境時整個剖面上鹽度都較低，26 等鹽度以下的淡水占據了整個剖面的中表層，0～20 鹽度線包含的淡水區域從15 m 水深處離岸擴散，其表層到達122.46°E的位置（圖9（c））。而在臺風過境后，表層20 等鹽度線所代表的淡水迅速向外海擴散至122.6°E 的位置（圖9（g））。在剖面的余流上，臺風過境時，淡水團核心區域存在較大的余流沿著截面向外海流動，速度在垂向上遞減；而在122.5°E向東區域，余流速度表底層均接近于0 m/s（圖9（c））。從僅臺風風場驅動的Exp4模擬結果可以發現，鹽度剖面在垂向上均一化，20 等鹽度線和26 等鹽度線表底層相距約0.5 經度（圖9（d））；臺風后存在表層淡水向外擴散造成的鹽度分層（圖9（h））。

3.3 不同類型臺風下的淡水輸運

3.3.1 登陸型臺風（偏南風）

為了對比不同類型的臺風對長江口外淡水輸運的影響，計算了臺風期間的淡水通量。日平均單寬淡水通量計算公式如下：

式中：S0取35[31]，代表外海環境場鹽度；S為鹽度；V→為速度矢量；T為時間，本計算中取24 h；

H為垂向水深，計算平面上的單寬淡水通量H取總水深，計算剖面上的單寬淡水通量取H為層厚。臺風“利奇馬”過境時，日平均單寬淡水通量的高值出現在長江口北側到蘇北沿岸區域，達到4～5 m2/s（圖10（a）），其整體與鹽度場相對應（圖8（a））。而在臺風過境后，整個長江口區域淡水通量值為0～2 m2/s，可以在長江河道中發現較大的淡水通量值（5 m2/s）（圖10（e））。而在僅受到臺風作用的Exp2 的模擬結果中，口門外HU02 站點附近以及站點北側的單寬淡水通量值達到4～5 m2/s，表明更多的淡水向北輸運（圖10（b））；在臺風過境后，長江口門外到外海的單寬淡水通量較小，為0～3 m2/s（圖10（f））。

計算所在截面上的單寬淡水通量，定義垂直截面向南輸運為負，垂直截面向北輸運為正。發現在臺風“利奇馬”過境期間，存在著向北的淡水輸運，且表層淡水通量較大，在0.2～0.4 m2/s 左右，底層淡水通量較小（圖11（a））。臺風過境后，淡水通量顯著降低，表層存在0～0.2 m2/s的向南輸運通量（圖11（e））。僅受到臺風風場影響下的Exp2 模擬結果表示，在整個剖面上的淡水通量更大，其值在0.2～0.4 m2/s 之間（圖11（b））。而在臺風過后淡水通量與Exp1 類似，在122.35°E 左右的表層存在0～0.2 m2/s的淡水通量向南輸運，在中底層均表現為較弱的向北輸運（圖11（e）、（f））。可見，超強臺風“利奇馬”過境時的偏南風造成了淡水的向北輸運，并且在臺風過后截面的淡水通量均恢復到接近于0 m2/s，背景風場對截面的淡水輸運影響較小。

圖11 不同模型臺風過境時與臺風過境后剖面日平均單寬淡水通量

3.3.2 轉向型臺風（偏北風）

非登陸臺風“巴威”過境時，在長江口門外日平均單寬淡水通量值約為1～3 m2/s；相對于偏南風造成的沿著蘇北沿岸的淡水輸運，偏北風造成了沿著浙閩沿岸的淡水輸運（圖10（c））。而在臺風過境后，長江口外存在較小的淡水通量，處于0～2 m2/s 之間（圖10（g））。僅考慮臺風作用下的模型Exp4 顯示，臺風“巴威”過境時，在口門外和浙江舟山沿岸均存在著較大的淡水通量，特別是舟山沿岸淡水通量可達5 m2/s（圖10（d））。在臺風過境后，整個河口區域的淡水通量在0～2 m2/s，僅在河道內有較大的淡水通量達到5 m2/s，Exp4和3 結果整體類似，舟山沿岸存在一定的淡水通量，達到3 m2/s（圖10（g）、（h））。

在轉向型臺風“巴威”過境時，整個剖面上都存在向南的淡水通量，表層向南的淡水通量較大，在15 m水深以下較小接近于0 m2/s（圖11（c）、（d））。而僅在臺風風場作用下的Exp4 模擬表明截面上存在著更強的向南淡水輸運（圖11（d））。在臺風“巴威”過境后，Exp3和Exp4的模擬結果表明在剖面上均存在較小的淡水輸運，淡水核心區域存在一定的向北輸運，量值約為0.2 m2/s，而在122.5°E 東側則表現較弱的向南輸運（圖11（g）、（h））。對比Exp3 和4 的淡水輸運計算結果，可以發現偏北向的轉向型臺風，可以迅速加劇淡水的向南輸運，夏季偏南季風的作用可以減弱表層向南的流速，從而使得向南淡水輸運減少；而在臺風過后，截面的淡水輸運整體表現為存在較弱的向南輸運。

4 討論

4.1 臺風下的長江羽流結構變化

袁瑞[32]對轉向型臺風“浣熊”進行路徑在經度上的平移，發現臺風對表層流場的影響很依賴于臺風路徑離長江口距離遠近。登陸型臺風通常會通過加強垂向混合使得表層鹽度場升高，這一過程在本文及以往研究（0608號臺風“桑美”[33]和1211 號臺風“海葵”[34]）中均有發現。而張智偉等[15,35]研究發現，在偏北風向的臺風影響下，典型向岸羽流在臺風過境后消失，轉換成一個沿岸向南的冬季羽流結構。研究發現，臺風“利奇馬”過境時剖面上的鹽度躍層基本消失，鹽度等值線接近垂直，形成一種底部捕獲型沖淡水的結構（圖9（a））；但是這一種結構并不穩定，在臺風過后表層淡水迅速向外海擴散形成表層平流型結構（圖9（e））。對比兩類不同的臺風，最大的不同點是偏北風向臺風“巴威”造成羽流向外海衍生的范圍更大，原因是在夏季偏南風下大量淡水向東北擴散造成，而偏北風向臺風使得這一部分的淡水向南Ekman輸運。

4.2 臺風下的長江口淡水輸運

風場對夏季長江的淡水輸運起著重要的作用，通常在夏季盛行的偏南季風驅動的Ekman 輸運，往往使得低鹽水團向東北方向輸運。Oh 等[34]在2012 年8 月連續的臺風（1209 號臺風“蘇拉”、1210 號臺風“達維”、1211 號臺風“海葵”）后，發現在山東半島存在沿岸北上的長江低鹽度水。本文針對登陸型超強臺風“利奇馬”的研究發現，受臺風影響大量淡水向蘇北輸運，并且臺風前期的偏東風也可以加劇淡水的沿岸輸運；但是對于長江口海域而言，這一北向淡水輸運過程在臺風過境后會迅速減弱。

對于偏北風向的轉向型臺風，往往會造成與偏南風向登陸臺風截然不同的結果。Zhang 等[15]發現在臺風“燦鴻”影響下，浙閩海域存在較大的長江淡水輸運，僅在臺風期間向浙閩海域輸送的淡水總量約為同時期長江徑流量的53%。本文對于剖面淡水通量的計算結果表明，不同類型的臺風過境時可以造成不同程度的淡水輸運增加；臺風“巴威”過境時，特征斷面上存在著較大的南向淡水通量；而在臺風“利奇馬”過境時則為北向淡水通量。

4.3 不同臺風（或熱帶氣旋）類型與強度的影響

長江口區域會受到不同類型的熱帶氣旋襲擊，雖然本文選取了轉向型和登陸型的兩個典型臺風進行了對比研究，但其登陸位置、移行路徑及強度都會有所差異，因此不同的臺風或熱帶氣旋對長江羽流的影響程度也會有所差異。

2020 年8 月4 日，熱帶風暴“黑格比”的登陸地點與“利奇馬”的登陸地點毗鄰。“黑格比”過境時，HU02 站點所在區域的風速增大至15.04 m/s（圖7（a）），HU02 站點也觀測到了流向存在不規則北向流動的情況，影響可至15 m 水深處，15 m 以下仍為旋轉流流態；但在流速上未見類似“利奇馬”過境時的流速增大。可見在同一路徑類型下，臺風強度是主導長江口附近羽流結構變化、水體垂向混合和淡水輸運強度的主要因素。

對不同類型臺風的對比研究中，袁瑞等[32]將2014 年08 號超強臺風“浣熊”路徑向西平移5 經度，把轉向型臺風平移成登陸型臺風，其結果與本文對兩個實際臺風過境時的觀測和模擬相符合。因此臺風量級相近時，臺風路徑的差異是主導長江口余流和淡水輸運方向的關鍵因子。

5 結論

本文通過定點長期觀測，分析了站點的垂向水動力剖面對于兩種不同類型的臺風響應；結合高分辨率數值模型FVCOM 對比了兩種不同類型的臺風下，長江口羽流的結構變化與淡水輸運，得出以下幾點結論：

（1）通過站點的實測資料可知，站點所在區域原本的旋轉流流態在臺風期間被打破，在兩個不同類型的臺風作用下，站點的流向整體隨著臺風向南或者向北流動，其影響水深均能達到全水深，且可以顯著增強垂向混合，破壞鋒面區域的層化狀態。

（2）通過模型試驗發現，不同類型的臺風均可以通過加強垂向混合來改變羽流結構；在臺風過境時，沿岸堆積的淡水團更厚，鹽度垂向較為均一，形成一個底部捕獲型沖淡水結構；偏南風向的臺風“利奇馬”造成表層淡水向北的沿岸流動，偏北風向的臺風“巴威”則造成向南的沿岸流動；而在臺風過境后，可以發現表層淡水快速向外海擴散，垂向鹽度分層重新加強，恢復成表層平流型羽流結構。

（3）通過計算淡水通量可以發現，不同類型的臺風均可以加強沿岸的淡水輸運，在臺風“利奇馬”的影響下，長江口門外到蘇北沿岸存在較多的淡水北向輸運；而在臺風“巴威”的影響下，長江口門外到浙閩沿岸存在大量淡水南向輸運。