第4-1節 PHC 底邊界紊流
除了水文資料以外，我們分別在 PHC 以及大陸斜坡處進行紊流消散尺度的 觀測。在2011 與 2012 年間的航次，觀測地點主要以 PHC 內的 P1 以及 P2 為主，
使用的是溫度消散率（
）和熱渦流擴散率（Kt），分別在圖 4-1 和圖 4-2 中顯 示。
以及 Kt 的觀測結果都表示在 BBL 中紊流消散高於水體的中層和上層；在P1 和 P2 處所觀察到的紊流層從海底延伸到 70 和 60 公尺的水深，TKE 耗散 和熱渦流擴散率的時序剖面具有明顯的半日變化特徵，在上坡朝北流速較大期間
（漲潮）發生的
以及Kt值高於下坡朝南流速期間（退潮）。在此次的觀察中，P2 站所量測到的 BBL 內半日週期紊流幅度比大潮時在 P1 處量測還大得多，這 可能因為P1 和 P2 季節性的分層強弱所導致的區別；換句話說，在夏季 PHC 內 的分層強烈，BBL 內的紊流成長會受到水體內穩定分層的抑制，因此測量到的紊 流耗散範圍會比3 月在 P2 處觀察到的範圍小，同時紊流耗散值也較低。Tsutsumi and Matsuno（2012）以及其他學者已說明了由分層和剪切所引起的紊流抑制，強 烈的紊流混合會導致分層變弱。
由數值模式來模擬水團經過傾斜地形上所產生的剪切（Umlauf and Burchard, 2011），與分層和紊流之間的相互作用說明底部產生的TKE 耗散會增強。以實地 觀察說明（Rippeth et al., 2001；Endoh et al., 2016），BBL 紊流在傾斜的陸棚中具 有明顯四分之一日（M4）的週期變化。上述的研究結果與我們在PHC 中觀察到 的半日週期BBL 紊流不盡相同（圖 4-1）。在 Rippeth et al.（2001）的研究中，觀 測區域的水團上層和下層的耗散週期分別是半日週期（M2）和四分之一日周期
（M4）；上層發生的M2週期紊流變化是由tidal straining 效應引起的，水體在海 水漲退潮期間密度會受到淡水入侵的多寡，分層受到影響，因此在退潮時，由於 淡水的增加讓水體分層增強，高耗散的區域會被限制在下層，而漲潮時，淡水減
49
少海水增加使得分層減弱，底部的高耗散區域會向上延伸至水體上層形成M2的 週期變化，而下層的高耗散則呈現M4週期。此現象通常發生在河口，潮汐與河 口淡水-海水之間鹽度的差異所造成。PHC 內 BBL 紊流的振盪週期的差異（M2） 歸因於在 PHC 內漲潮和退潮之間的流速具有獨特不對稱性，漲潮期間的最大流 速（v ~ 1.6 ms－１）與退潮最大流速（v ~ -0.4 ms－１）兩者相差四倍之大。
為了再次確認弱的分層不穩定性和紊流強度，我們使用兩種獨立的方法：
Thorpe scale method 和紊流儀量測。Thorpe（1977）提出使用密度分佈來檢測翻 轉並估計紊流耗散率。對於每個觀察到的潛在密度剖面，當遇到密度反轉時，
Thorpe scale 定義為必須先將每次量測到的密度剖面資料重新排列（密度由小至 大）恢復穩定性，再計算重排後密度移動的垂直距離（Thorpe displacement），稱 作Thorpe overturn。對於每次翻轉，都可以計算出每一段的 Thorpe displacement，
再將值做均方根後可定義出Lt來代表每一段的平均值（Dillon, 1982）。最後我們 可以利用Ozmidov scale, 3
N
Lo ε （Ozmidov, 1965）與 Thorpe scale, Dillon（1982）
導 出 的 比 值 Lo 0.8LT 可 以 得 到 TKE 耗 散 ε0.64L2t 以 及 渦 流 擴 散 係 數 N
L .
Kz 0128 t2 （Park et al., 2008）。如圖 4-3，我們利用 P2 站所量測到的水文資 料，利用Thorpe scale 估算的 TKE 耗散的時間序列剖面圖。從這兩種獨立的方法 均可以觀察到底部40 - 50 公尺 的 BBL 中所發生的高耗散的紊流，同時半日週 期的特徵也顯而易見。我們利用兩次的MicroRider 資料分析了上坡（漲潮）和下 坡（退潮）期間 BBL 內的紊流熱擴散頻率分佈（圖 4-4），得到的平均擴散係數 為7.09×10－５和9.69×10－４ m２ s－１，說明漲潮上坡時的垂直擴散較為強烈。
紊流的消散過程中，熱量會因為動能的轉換而耗散，加上MicroRider 在下放 的過程中容易鋼纜震動干擾到剪切探針的資料，因此我們嘗試使用高頻的溫度變 化來計算
，再由公式（5）換算成
。在溫度積分的過程中，為了減少CTD 受 到船晃動拉扯鋼纜產生的晃動，除了使用三軸加速的能譜修正之外，我們將每段50
的資料點數增加來減少計算上的誤差，因此
的計算尺度以10 秒的下放範圍為 一個積分範圍（約8 - 10 公尺）。為了得到更精確的計算方式，2013 年後我們開 始使用自由落體式的 VMP-250 作為主要的觀測工具。圖 4-5 為 2015 年和 2016 年 PHC 觀測航次在 P2 站所量測到的 TKE 耗散ε時間序列圖。測量的結果和 2011、2012 年所量測到的高 BBL 紊流消散特徵一致；2015 年 9 月觀測期間，VMP-250 在漲潮時 BBL 內測量到的ε介於 10－７ - 10－６ Wkg－１，從海底延伸至 水深80 公尺處（厚度約 30 公尺）。2016 年 4 月漲潮期間觀測中，BBL 內測量到 的
一樣介於 10－７- 10－６ Wkg－１，尺度上與9 月份所觀測到的值差不多，但此 次觀測BBL 的厚度則變厚許多，從海底至水深 70 公尺處均發生高的紊流耗散。此觀測結果除了說明 PHC 底部 M2週期的紊流產生之外也再次說明季節性的分 層強弱也是影響PHC 內 BBL 的紊流層厚度大小因素之一。另外，PHC 底部週期 性強烈的混合也會帶動底層的懸浮沉積物運動，Liu et al. （2010）在高屏峽谷，
利用LISST-100 紀錄峽谷內底邊界的透光率變化，並說明此變化與漲退潮相關。
CTD 的透光資料在 2010 – 2011 年的航次中，海研三號還是使用小型 CTD，掛載 上MicroRider 和 LADCP 後便無空間安裝其他水文探針。因此 2015 - 2016 年開 始使用VMP-250 測量紊流後，由於與 CTD 的施放是各自單獨作業，因此水文資 料較為完整。圖 4-6 為 2015 和 2016 年，由 CTD 所收集到的 P2 站透光率值變 化。在 9 月分層強的時候，低透光率（< 80%）均發生在水深 80 公尺以下，在 15：40 過後底層 90 - 100 公尺會發生~75%的低透光率，與 TKE 耗散對應良好；
在4 月分層弱時，底層 10 公尺一直呈現低透光率的狀態，到了漲潮時低透光層 則會增厚（水深60 公尺以下），這與 BBL 高 TKE 耗散的 M2週期變化一致。
51
圖 4-1 溫度消散率（
）深度與時間的週期變化。上圖為P1（OR3-1560, 9 月）所測量，下圖為P2（OR3-1586, 3 月）所測量。黑線表示潮位變化。
52
圖 4-2 熱渦流擴散率（Kt）深度與時間的週期變化。上圖為P1（OR3-1560, 9 月）
所測量到的
時序圖，下圖為P2（OR3-1586, 3 月）所測量到的
時序圖。黑線 表示潮位變化。53
圖 4-3 P2（OR3-1586, 3 月）利用 Thorpe scale 所估算的 TKE 消散率（ε）深 度與時間的週期變化。
圖 4-4 在澎湖水道 BBL 內的熱渦流擴散率（Kt）所呈現的機率分佈函數。紅線 為退潮的平均Kt，黑線為漲潮的平均Kt。
54
圖 4-5 利用 VMP-250 在 P2 站所量到的 TKE 耗散（ε）深度與時間的週期變化。
上圖時間為2015 年 9 月，下圖為 2016 年 4 月。黑線表示潮位變化。
55
圖 4-6 P2（OR3-1887, 9 月，上圖）和 P2（OR3-1923,4 月，下圖）利用 CTD 所 量到的垂直剖面透光度與時間的週期變化。
56
第4-2節 大陸邊緣紊流
PHC 的南端的地形特徵為陡峭大陸斜坡，水深由 200 公尺快速下降至 3000 公尺深，其水文資料以及流場特性均反映出此處有著強烈的內潮。我們分別在 2012 年 9 月（OR3-1639）以及 2013 年 6 月（OR3-1696）出了兩次紊流觀測航 次，其中OR3-1639 航次在測站 S1 與測站 S2 來回觀測，而 OR3-1696 航次則是 在 S2 站做定點觀測。圖 4-7 繪製了 OR3-1639 航次的熱敏電阻測量所估計的熱 變化耗散率時間序列圖，其中S1 測站估算的
值介於10－８~10－５ K２s－１，而S2 所估算出的
則介於10－９~10－６ K２s－１，平均尺度明顯小10 倍；S2 在 OR3-1696 航次估算的
值介於10－９~10－5.5 K２s－１（圖4-8），與OR3-1639 航次所量到的溫 度耗散率差不多大。垂直渦流擴散係數 Kt也反映出 S1 > S2 相同的現象（圖 4-9）。從
的時間序列圖中，S1 的溫度耗散大都集中在下層，呈現不明顯的半日 周期運動，而S2 的溫度耗散率除底部有半日周期的耗散之外，表層同時也發生 較大溫度消散。在大陸棚（S1）和大陸斜坡（S2）的耗散率和渦流擴散性均表現 出下層的紊流混合增強，但上層強烈混合僅發生在大陸坡（S2）。Lien 和 Gregg（2001）指出了幾種可能在大陸棚以及大陸斜坡上產生混合的過程。其中，因為 流場與斜坡地形所產生的半日內潮被認為是影響大陸棚與大陸斜坡地區所發生 的強烈混合最主要因素。在這項研究中，半日內潮所產生的流速剪切在底部邊界 混合在大陸邊緣是一個非常顯著的特徵。
從3.2 的水文觀測中，我們得知在內潮會沿著大陸斜坡向高屏峽谷移動，地 形的效應非常顯著。由2008 年 OR3-1302（7 月）和 OR3-1339（12 月）兩個航 次在高屏峽谷口GP 所觀測到的水文資料來估算消散率
（圖4-10），結果都顯示 底層有大的能量耗散發生，Thorpe scale 所估算的ε尺度最大值為 10－４ Wkg－１。 估算的
大小在高屏峽谷中沒有季節性差異，這和Lee et al.（2009）描述一致，但是內潮影響的垂直混合深度在高屏峽谷口還是有季節上的不同。冬季與夏季的
57
分層強弱直接影響垂直渦流擴散係數（K）的大小（圖4-11），OR3-1302（7 月）
的分層較強，估算出的K最大值~10－２ m２s－１，而OR3-1339（12 月）的分層較
弱，估算出的K最大值~10－１ m２s－１，兩個月份相差一個尺度，均發生在200 公 尺以下的水深，也比起Lee et al.（2009）在高屏峽谷內 150 ~ 200 公尺深度所估 算到的最大K ~0.05 m２s－１還來得大。考慮到季節性垂直分層的強弱不一致，水 體中產生的混合厚度也會有所差異，我們在高屏峽谷口僅用兩組航次資料分別來 代表冬夏季去估算垂直混合，比起Lee 等人的研究所用的 8 組航次資料來得少，
他們的研究成果也指出在峽谷內冬季的垂直渦流擴散係數是夏季和秋季的2 倍，
而我們將200 - 500 公尺平均後，夏季為 0.0085 m２s－１，而冬季為0.034 m２s－１， 則大約相差4 倍，比文獻所提到的還大，但這也有可能是我們只取 2 次觀測來代 表季節的差異以與冬季分層較弱等因素而高估其比值，底部的ε大小則無季節性 的變化。在2014 年 OR3-1816 的航次中雖然只有測量到 12 小時資料，從流速和 紊流儀所測量到的ε都反映出內潮的流切與高消散率的相關性。圖4-12 表示 G1
（水深200 - 250 公尺）到 G2（水深 150 公尺） 之間的船測 ADCP 資料（u 和 w） 以及紊流儀量到的
剖面，潮位資料是用奧勒岡大學的潮位預測模式所繪製。高的ε幾乎都發生在下層流場不穩定（剪切較大）處，兩測站的ε最大 ~10－６ Wkg－１，比起利用Thorpe scale 方式估算的還小；而水深 50 公尺以上的流場很穩 定，ε幾乎都小於10－８ Wkg－１。