Qiu and Chen (2012)曾使用 ARGO 水文觀測資料觀察來自太平洋地區的渦 旋最深影響深度，Qiu and Chen (2012)指出，於日本東側海域其影響深度可達到 1000 公尺左右，而渦旋即會攜帶水團進入。這或許可以協助解釋臺灣東部海域
會依據海水混合的比例而改變。因此，可分成密度區間為 1027.4~1027.55 kg m-3 的「深海水第一層」，性質為鹽度 34.487~34.551，溫度是 3.764~2.701℃；以及密 度區間為 1027.6~1027.65 kg m-3的「深海水第二層」，其鹽度為 34.578~34.631，
溫 度 為 2.349~1.852 ℃ ； 還 有 兩 個 斜 率 變 化 區 段 ， 其 密 度 區 間 分 別 為 1027.26~1027.4 kg m-3以及 1027.55~1027.6 kg m-3。然而，密度高於 1027.68 kgm-3， 即深度 2000 公尺深的海水，由於資料不足，於此不討論。
5-3 臺灣東部海域深層水之水團組成
本文於第一章內概述過去前人關於北太平洋中層及深層海水水團的分佈概 況，指出菲律賓海盆的海水來源可能是鹽度 33.8~34.5、溫度 2~10℃的 AAIW、
鹽度 34.64~34.72、溫度-0.9~1.7℃的 AABW 以及鹽度 34.62~34.68、溫度 1.55~2.10
℃的 UCDW 和鹽度 34.73、溫度 1.25~1.57℃的 LCDW，由於 UCDW 和 LCDW 為後人從 AABW 中重新定義而來(Moffat et al.，2009)，再者 UCDW 和 LCDW 性 質接近且為同一來源(Moffat et al.，2009)，本研究以鹽度 34.62~34.73、溫度 0.1~2.0
℃的 CDW 統稱其三者水團，而 AAIW 儘管有進入菲律賓海盆地區，也僅止於北
的主要通道，但到了深海水第二層的區間時，CDW 已佔了絕大多數的比例組成，
其結果也與水團分析各航次結果相符(圖 4-4)。
依照水團分析結果(附錄一及圖 4-4、圖 4-5)，深海水第一層其組成，深層 水 CDW 的比例(43.43%)和中層水 NPIW 的比例(40.58%)略為相等，而到了深海 水第二層，則 CDW 的比例(54.87%)大過於中層水 NPIW(32.55%)，而等溫鹽點 的比例最小(第一層為 16.29%，第二層為 12.58%)。另外，三種水團在各層的標 準差皆未大過 3%，可說明在臺灣東部海域深海水區段，水團組成的變異性低。
圖 5-1 (A)菲律賓海盆沿著東經 130°之 CDW 比例剖面，(B)菲律賓海盆沿著東經 130°之 NPIW 比例剖面，(C)菲律賓海盆沿著北緯 23.5°之 CDW 比例剖面，(D)菲律賓海盆沿著北緯 23.5°
之 NPIW 比例剖面。白線為等密度線。
5-4 地轉流不動層設定之合理性
以往針對表層黑潮的研究，各有 1000、1500 以及 2000 公尺等不等的不動
(A) (B)
(C) (D)
層設定(Qiu，2001)，這些不同深度的不動層設定對於黑潮流速的計算上差異並 不算大，但本研究所研究的區域卻正好是 1000~2000 公尺深的一段深層水，由於 深海水的流速小，對於不動層的設定就頗敏感，不同的深度設定即會導致流況近 乎完全相反的結果，因此本節針對不動層深度設定的合理性討論。
按文獻所述，菲律賓海盆地區三種不同的流場情況，分別為 Chaen et al.
(1993)所提出的由北往南(圖 1-5)、Kaneko et al. (2001)提出的由南往北(圖 1-7)，
以及由 Wijffeles et al. (1998)提出的由東往西(圖 1-8)流場模式。但若仔細深究第
通常有較多的高頻變化諸如潮汐等於其中，另外，Kaneko et al. (2001)的研究中，
設定地轉流為邊界的不動層是 2000 公尺深，漸進至大洋中央的 3500 公尺深，並 無明確說明邊界以何者做為判定標準，又漸進的區域為多大，因此本研究也很難 重複他們的分析。至於 Wijffeles et al. (1998)的研究結果，是於菲律賓海盆外的測 線上施放 LADCP，量測出來的流場包含了正壓與斜壓地轉流，且其深度為
邊界後離開菲律賓海盆的流場，如紅色箭頭所示，藍色方框內的 b 區則是一股由 西往東離開菲律賓海盆的流場，如藍色箭頭所示，這與 Wijffeles et al. (1998)的觀 測結果並不一致，而以 2000 公尺作為不動層的圖 4-6、圖 4-7 與 Wijffeles et al.
(1998)的結果一致，表示本文設定 2000 公尺不動層有相當之合理性。
另外，OKTV 計畫也提供了下放式聲學都卜勒海流剖面儀(Lowered ADCP，
簡稱 LADCP)資料，可供與地轉流計算結果比對。本研究將 OKTV 此 7 個航次 中與深海水第一層以及深海水第二層相同密度區間內的 LADCP 流速資料平均後 可得圖 5-3(A)、(B)，因已經過時間和空間的平均，所以許多高頻的變動已被濾 除。不論是圖 5-3(A)或者(B)，皆可看到一個由北往南進入花東海盆氣旋式流場，
尤其是圖 5-3(B)，可見地轉流向西方加速的情況，這兩者實測資料也大致符合以 2000 公尺為不動層的地轉流場圖 4-6，因此也證明本研究用 2000 公尺為不動層 計算地轉流具有其合理性。
(A) (B)
圖 5-2 (A)、(B)為以 1000 公尺為不動層之深海水第一層及第二層的流場，(C)、(D)為以 1500 公尺為不動層之深海水第一層及第二層的流場。
圖 5-3 (A)深海水第一層以 LADCP 測得之 KTV1 測線平均流速，(B)深海水第二層以 LADCP 測得之 KTV1 測線平均流速。
5-5 深海水第一層之來源
本節討論臺灣東部海域深層水的可能來源。為更仔細比較上述 RMS、PV 及水層厚於臺灣東部海域的分佈情形，圖 5-4 為深海水第一層此三項變數於北緯 16°至 30°、東經 118°至 150°的分佈。RMS 分析旨在探討臺灣東方海域深層水與
(C) (D)
(A) (B)
研究區域其他區域的深層水性質是否相似，而依據 RMS 結果可以發現臺灣東方
則略有提高至 360 公尺高，此地的的轉流流場也如同上一小節所預估的有增強的 現象，達到 0.1 m/s。
圖 5-4 深海水第一層(A)RMS 結果、(B)PV 分佈、(C)水層厚度分佈。以上三圖背景流場皆為 地轉流。
(A)
(B)
(C)
此一推論符合 Wijeffels et al. (1998)利用菲律賓海盆外海的 LADCP 觀測所 推論出菲律賓海盆內，800 公尺至 2500 公尺深的流動情形，可以細分成幾個大 小不一的環流系統(圖 1-8)。然而，若是與 Kawabe and Fujio (2010)對太平洋地區 水團暨其流動的成果做相互比對，觀察 Kawabe and Fujio (2010)於菲律賓海盆所 繪之中層水流向(圖 1-4(A))，可以發現菲律賓海盆的北半部有兩股流出菲律賓海 盆的 UCDW 支流，且菲律賓海盆整體而言呈現湧升的形態。雖然其深度並不相 同，且並無流出菲律賓海盆的兩股支流，但可呼應本研究對於此環流區域呈湧升 形態的推論，並可再對照 Wijeffels et al. (1998)的研究，菲律賓海盆內存在著更多 緯向流動的環流系統，並且因其為氣旋式環流而使得菲律賓海盆內呈湧升的狀
灣東部海域，但另一方面卻也可以看到臺灣東方海域跨越過加瓜海脊以東的區域，
於深海水第一層是往西移動的地轉流場，而本層則多數呈現往東移動的流場型 態。
比較起低 RMS 值區域，臺灣東部海域的 PV 值在圖 5-5(B)內，也可以發現 PV 值也不盡成緯向的排列，在許多地方都依據地形出現了經向的走向，諸如東 經 136°、133°，北緯 24°至 28°的地方，都可以觀察到因為地形而產生的 PV 經 向走向的情形。臺灣東側海域的 PV 值由北而南有連續性的變化，並且皆可追溯 至菲律賓海盆東方太平洋外海，應考慮其來源源自於太平洋區域。圖 5-5(C)的水 層厚度在此一區域內則呈現高度不等的變化，若進一步觀察則會發現水層厚度在 臺灣東側海域並非呈現緯向地遞增或者遞減，而是縱向地遞增，此一現象與略屬 於緯向排列的 RMS 結果和緯向排列的 PV 結果有些許差異，低水層厚度的海水 沿著琉球島弧南下進入花東海盆後產生水層堆積變厚的現象，呈現一個氣旋式的 環流形狀，之後這團較厚水層的海水至呂宋島東部往東離開菲律賓海盆，水層厚 度並逐漸遞減。
(A)
圖 5-5 深海水第二層 (A) RMS 結果、(B) PV 分佈、(C)水層厚度分佈。以上三圖背景流場皆 為地轉流。
本研究所計算之深海水第二層符合 Wijeffeles et al. (1998)所繪出的菲律賓 海盆深海環流模式(圖 1-8)，包括在北緯 15°~25°之間有兩股朝菲律賓海盆外流動 的支流，而深海水第一層只可見到於北緯 16°的一支，也吻合 Kawabe and Fujio (2010)的研究(圖 1-4(A))，在此一區段內，除了呈現湧升的情況外，也有兩股往 東流的支流離開菲律賓海盆。綜言之，臺灣東部海域的深層水，大致是從北緯 24°琉球島弧旁進入，而其來源更可以向東追溯到大約同緯度的菲律賓海盆以 外。
(B)
(C)