第四章 結果與討論
4.2 黑潮流域
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於 2010 年 6 月 20~25 日由台灣東部沿岸沿著緯度 22.2 度通過黑潮主軸做了一條 共 12 站的測線(圖 2-5)，第二次(ORIII 1489)於 2010 年 9 月 24~28 日由台灣東 部沿著緯度 22.2 度通過黑潮主軸做了一條共八站的測線 (圖 2-6)，第三次 (ORIII 1510)於 2010 年 12 月 28~31 日於台灣東部沿岸沿著黑潮鋒面的區域在緯 度 22~22.5 做了兩條各三站的測線(圖 2-7 )。最後一次(ORIII 1544)則是於 2011 年 6 月 14~17 日，以蘭嶼為分界，沿著緯度 121~121.7 在蘭嶼前後共做了三條測 線(圖 2-8 )，藉由這四次實驗希望能夠了解黑潮區域在其主軸、黑潮鋒面、海 底地形及蘭嶼尾流對紊流混合有何的影響。
黑潮主軸區混合
由(圖 4-15、4-18 及 4-27~4-29 )可知，黑潮主軸分布約在經度 121~122 處，
最上層流速最大可達到 1m/s，延伸至下層 400 m 時流速逐漸減弱至 0.2m/s。
其中，從台灣東岸到蘭嶼的流速受到潮汐的影響，退潮時向西北流，漲潮時向東 北流，流速 U 與流速 V 由-0.2m/s 到 0.2m/s 來回反覆，在 122.5 度以東，流速 U 增加到 1m/s。
在水層結構方面，由(圖 4-16、4-19、及 4-30~4-32 )可知，黑潮流域浮力 頻率在表層有最大值10−3.5(s−2)一直到海底兩千米達到最小值10−6(s−2)。由密
度剖面來看，密度躍層約在 0~400 m，分層明顯，在 700 m 以深底部密度增加不
明顯，水層分層不穩定。另外，由 ORIII 1544 三條測線剖面密度可知，在地形
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尖端處會對密度剖面造成一定程度的抬升，這些區域都是水層不穩定，易產生水 團混合的區域。
由(圖 4-17、4-20 及 4-33~4-40)可知，黑潮區域混合主要發生在地形高起
的海山附近，其強度最強可達到10−2m2s−1。比較特別的是，以往認為在黑潮主
軸中，由於強勁流場之動力帶動下，會產生比一般海洋背景環境下更強勁的紊流
強度(10−4m2s−1)，但在實測結果上，不管是間接量測的 Thorpe method 或是直
接量測的 MicroRider 結果都顯示，在黑潮主軸流速超過 0.8m/s 的水層內，反而
較不易發生紊流混合(圖4-33-4-37)，比起周遭環境的紊流混合強度明顯弱了許 多。另外由於黑潮區域剖面在蘭嶼後面以及中間地形有突然高起的地形阻擋了黑
潮的向北水流，在後面會產生尾流效應(施 2006)，這或許可以解釋一些在(圖
4-36 圖 4-37) 中，還未接近底部卻發生強度和底部相當強度的紊流水團混合。
台灣東南岸黑潮鋒面區混合
為了觀察黑潮鋒面對混合造成的影響，本研究利用 1510 航次在台灣東南沿 岸(圖 2-7 ) S1~S6 站下放 LADCP 和 CTD，S2~S6 各下放一次，S1 則連續下放 11 次共 31 個小時。實驗發現在這六站中，其表層 100 m 以內的流速 V 並不穩定，
過去 Chuang et al.,(1993)發現在台灣東南沿岸與黑潮主軸之間，存在著表層 流場不穩定的一條黑潮反流邊界，本研究稱此區為黑潮鋒面，其特徵是流場不穩 定(圖 4-21 -圖 4-22)，表層流場與黑潮主軸之間存在較大的剪切。
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(圖 4-24;4-25)可看出 S1 站在上層 100 m 以內深度中存在著混合層，此深 度浮力頻率較小，分層較不穩定，並且由(圖 4-23)可知在 S1 站的水層上方每次 下放都伴隨明顯的 thorpe 位移，明顯異於東方黑潮主軸區的上層結構 ，在紊 流混合強度的時間變化上，其 20~90 m 深的紊流混合係數甚至大於底部一個量 級，在一般海洋環境中，由於底部地形邊界與海洋動力的衝擊效應下，要達到 10−2m2s−1的混合強度在中上層是很難發現的，但此鋒面區的上層卻長時間存在 著以往在底部才會出現的混合強度(10−2m2s−1)，並且伴隨著不甚明顯的週期性
強弱變化(圖 4-21 )，有別於一般地區混合集中在底部的現象。
過去 Nagai, T.,et al(2009)在 2008 年間於日本東邊海域沿經度 143°E 黑 潮主軸邊緣利用 TurboMAP、XBT 與 ADCP 做微尺度(microstructure)觀測，發現 在黑潮邊緣明顯有一條緣溫度低於黑潮主軸的區域，其溫耀層的紊流擴散係數為 10−4m2s−1到10−3m2s−1 ，明顯強於溫耀層以下深度。另外 D'Asaro ,et al(2011) 也 2007 年在日本東方海域，沿著北方親潮與南方黑潮交會處(約沿緯度 36°N)，
利用 Lagrangian float 做了一條測線(經度 142-146°E)，發現其渦動能消散率 會在邊界處增加 1~2 個量級，其對紊流之影響大於風場，表層 150 m 內之垂直剪 切也會受到風場強度洋流影響，明顯大於下層之強度。這些都和本研究於台灣東 南沿岸 S1 站長時間下放所做的結果類似。
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蘭嶼尾流混合
本次實驗中，在靠近蘭嶼前後的測站由於受到地形阻擋到黑潮主軸之緣故，
在其前後流速有明顯減弱的現象(圖 4-27)，蘭嶼後方的尾流效應會使的水團不 穩定與產生渦旋。第一次經過蘭嶼後方測點 E11 站(圖 2-8)時，當時目測海表面 出現渦旋現象，於是在此地點下放 rosette，而在第二次經過此站點位置下放 rosette 時，海面的渦旋現象已經消失，比對前後兩次於此處的下放資料可以發 現，溫鹽資料(圖 4-41 )可以明顯觀測到在水深 10 公尺至 90 公尺處存在一個 80 公尺厚的混合層，在紊流存在時，此深度內比起紊流消失時呈現高溫低鹽與低密 度的狀態結構。由此可知在蘭嶼後方因尾流所產生的渦旋對表層溫躍層內的水團 有拉升交換的作用。
(圖 4-43)為利用 Thorpe 方法所求出的各項垂直水團特性，比較 eddy 發生 前後的各項觀測結果發現，在 10 公尺至 90 公尺處的混合強度明顯比未發生 eddy 時強 100 倍。MicroRider 的資料也顯示出在這個深度範圍中有較不一樣的能量 交換現象(圖 4-42)，在 eddy 存在時，溫躍層的溫度梯度小，且熱消散率較 eddy 消失時小了 10-100 倍， Kt 值則與溫度梯度成反比，在溫度梯度小的地方有較 大的 Kt 值。兩者都在約 10 公尺至 90 公尺處有較大的紊流擴散係數，並且在海 表面有 eddy 時與海表面 eddy 消失後，此深度的垂直紊流擴散係數兩總方法的量 測結果其強度都相差約 100 倍。
在過去島嶼後方的尾流研究中，(施,2006)研究小琉球後方尾流提到，受到
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島嶼尾流影響的地區渦漩中心不論順時針或反時針皆為輻散湧昇的狀態，此時湧 昇流會將深層海水帶上來，而位於尾流深 60 公尺處的深度由於受到的剪切相當 大，海水呈現溫度較低，混合作用較旺盛。不受到尾流影響的地方，分層效應明 顯，溫度、鹽度及溶氧量於水平方向的變化不大，而在受到阻擋效應與自由流交 界的地區，剪應力增加而有些混合的作用。Wolanski et al.,（1984）在研究區 域 Rattray Island 發現，當島嶼尺度為 1000 m 時產生的島嶼後方尾流為二個 旋轉方向相反的成對紊流，且中間有迴流出現。
Tseng,(2002)在高雄外海放置了四顆表面漂流浮標並利用其軌跡進行擴散 實驗。結果發現四顆浮標在前２０小時漂浮軌跡一致，方向皆往東南方小琉球移
動，２０小時後漂流至小琉球以北附近，四顆浮標呈現不穩定的隨機移動軌跡，
若以浮球相互之間的距離代表海洋表層的擴散程度，可知島嶼附近流場相當不穩
定，島嶼附近的表層混合擴散明顯大於其他區域。