國立中山大學海洋生物科技暨資源學系 博士論文
Department of Marine Biotechnology and Resources National Sun Yat-sen University
Doctorate Dissertation
澎湖水道與周邊海域的紊流特性
Turbulence characteristics in the Penghu channel and adjacent seas
研究生：邵煥傑
Huan-Jie Shao 指導教授：曾若玄 教授
Prof. Ruo-Shan Tseng
中華民國 108 年 2 月 February 2019
國 立 中 山 大 學 海 洋 生 物 科 技 暨 資 源 學 系
博 士 論 文
澎 湖 水 道 與 周 邊 海 域 的 紊 流 特 性
研 究 生
： 邵 煥 傑 1 0 7
學
年
度
國立中山大學海洋生物科技暨資源學系 博士論文
Department of Marine Biotechnology and Resources National Sun Yat-sen University
Doctorate Dissertation
澎湖水道與周邊海域的紊流特性
Turbulence characteristics in the Penghu channel and adjacent seas
研究生：邵煥傑
Huan-Jie Shao 指導教授：曾若玄 教授
Prof. Ruo-Shan Tseng
中華民國 108 年 2 月
February 2019
i
論文審定書
ii
謝誌
首先誠摯的感謝我的家人這些年在背後支持我以及指導教授曾若玄博士的悉 心指導。老師自由的教學風格，願意傾聽學生的想法以及放手讓學生們去學習解決 問題與規劃事情僅在旁提供協助，即使是實驗失敗或是規劃不良，老師仍然願意不 斷地提供機會與學生討論其失敗原因與提供改進方式，讓下一次的實驗更加完善，
這樣的指導風格著實讓我成長不少，獲益匪淺。感謝老師和師母在平常在生活上的 照顧，除了為實驗室提供各種的愛心餅乾、水果，也時時關心學生的身體健康。
另外我要感謝台大海研所詹森老師、張明輝老師、中山海科系陳冠宇老師以及 國研院海科中心楊益老師與廖建明老師，在百忙之中抽空指導建議，讓我的論文得 以完成。感謝美國華盛頓大學連仁杰老師、美國海軍研究實驗室柯東山博士、台大 海研所楊穎堅老師、中山大學李逸環博士以及已故中山海科系王玉懷老師都曾經 在學術研究上不厭其煩地給我建議與指導。
感謝這些年讓我一直問問題的學長育嘉、勇廷、蜂鈞、科憲、育展、光明、財 銘、俊志、俊傑、瑞中、星豪；陪我進步的同學家睿、允強、凱倫、永昇，學弟郁 峰、文瑜、建君、哲成、冠成、文佐、俊德、俊宏、立南，學妹子清、雅涵、莉婷、
宜婷、涵霖、子嫺，大家不僅在課業上或是生活中都曾為我解惑提供幫助，也讓我 的研究生活過得多采多姿。感謝曾經以及現在海研三號上服務的人員，在我上船實 驗的時候提供我好吃的水果和料理，下船後平時又協助我完成行政業務。感謝海科 院津霈、海科系宜均在我口試時替我張羅相關事務。最後特別感謝我的女朋友玥淳，
不論發生甚麼事總是在身邊陪我度過以及鼓勵我讓我提起勇氣克服挫折。謝謝各 位。
iii
摘要
台灣西南海域的海底地形多變又有不同特性的海水在此海域匯合，如南海水和 黑潮水，而內潮與內波的特徵在此處也相當活躍。為了研究底邊界層（Bottom boundary layer, BBL）的紊流特性與產生機制，以及內潮（內波）對於紊流混合的 效應，我們針對台灣海峽內的澎湖水道（Penghu Channel, PHC）、PHC 南端的大陸 棚、大陸斜坡以及高屏海底峽谷（Kaoping Submarine Canyon, KPSC）等區域進行 水文、流場以及紊流的測量。結果發現在 PHC 北端，近底部的溫度會有 M4週期 的升降溫變化，漲潮期間的流速遠高於退潮流速，前者約為後者的4 倍，只有漲潮 時段具有明顯的溫度差變化。由於漲潮流速產生的垂直剪切使得BBL 中的紊流加 強，有著高紊流動能耗散率（ε）~10－５ W Kg－１，底部混合層會從底部向上延伸 約 40 公尺。在漲潮上坡流期間，底部原有的均勻混合層會被迫分層，Richardson number 小於臨界值 1/4 以及
U3（U 為流速），證實 BBL 的紊流混合是由剪切 不穩定所造成，紊流具有 M2週期性變化，這是 PHC 獨特的紊流特徵，與其他陸 棚或河口區域不同。另外，PHC 會受到季節性的水團結構影響，BBL 中的紊流層 會在分層強(弱)的時候被抑制(加強)。在漲退潮的轉換期間，由科學測深儀的回聲 強度可觀測到PHC 中層以及底層發生近似內波或剪切不穩定的特徵，TKE 耗散率~10－７ W Kg－１。
緊鄰PHC 南端的大陸邊緣以及附近的 KPSC，存在明顯的內潮；KPSC 開口處
（水深500 公尺）在冬季大潮觀測期間的等密度線垂直位移高達 100 公尺，Thorpe scale 估算到的冬季平均 TKE 耗散為夏季小潮期間值的 3 倍，平均熱渦流擴散率
（K）在夏季為 0.0085 m2s－１，而冬季為0.034 m2s－１，說明季節性的微弱分層會加 強紊流。峽谷內部量到的TKE 耗散率最大約為 10－６ W Kg－１，與估算的斜壓能量 通量值平衡。APE（available potential energy）和 HKE（horizontal kinetic energy）
的 比 值 說 明 PHC 南 端與 KPSC 的內潮大都為駐 波的型態 。 利用 美國 海軍
iv
NRL/LZSNFS 模式資料估算 PHC 斜壓能量通量的空間分佈，發現大陸斜坡的斜壓 能量大都沿著大陸邊緣傳遞，大陸斜坡的總斜壓能量通量最大值約為 -50 kWm－１
（負值表示朝南）；大陸棚（PHC 南端）的垂直平均斜壓能量通量為 0.44 kWm－１， 而PHC 的平均值只有 0.02 kWm－１，意味著內潮能量會在往北傳遞至PHC 過程中 快速減弱，同時並非為PHC 內的紊流發生的主因。本研究指出，流速與底邊界摩 擦所造成的剪切不穩定是 PHC 中 BBL 紊流加強的主要機制，而內潮或是破碎的 內波才是大陸邊緣紊流混合的重要來源。本研究利用載具式的紊流儀 MicroRider- 1000 以及自由落體式紊流儀 VMP-250 測量水體的紊流消散，同時和 Thorpe scale 估算方式進行比較，在定性上非常相似。
關鍵詞：澎湖水道、剪切不穩定、底邊界紊流、TKE 耗散、內潮、斜壓能量通量
v
Abstract
Several water masses such as Kuroshio Branch Water and South China Sea water meet in the seas off southwestern Taiwan where the tidal current is strong and bottom topography is complicated. Energetic internal waves and internal tides are also ubiquitous in this area. These abundant oceanic features are the motivations for this study. In order to investigate temporal and spatial variations of turbulence properties in the bottom boundary layer (BBL) and its generation mechanism, measurements of turbulence dissipation, current, and stratification in an energetic, sloping tidal channel, the Penghu Channel (PHC), in the Taiwan Strait as well as the continental margins and Kaoping Submarine Canyons (KPSC) were conducted. It was found that the northern, constricted section of PHC exhibits a unique feature of semidiurnal cycle of turbulence and quarter- diurnal cycle of temperature in the BBL due to the fact that current speeds during the flood are much higher (about four times as big) than those during the ebb. Turbulent mixing in the BBL, produced mainly by the tidal current shear, has high values of dissipation (~10−5 W Kg−1) and eddy diffusivity and extends upward to approximately 40 m above the bottom during the flood. During the flood upslope flow, significant temperature drops and destratification of the near-bottom layer occur due to turbulence mixing associated with the shear instabilities, confirmed by the gradient Richardson
vi
number less than the critical value of 1/4. By contrast, stratification produced during the ebb is discernible only in the upper part of the BBL above the mixed layer. The stratification is weak (strong) during enhanced (suppressed) turbulence. The observed dissipation rate of turbulent kinetic energy is proportional to the cubic power of current speed, suggesting that the observed turbulence is generated via the boundary layer shear instability. Near-internal waves were observed in the mid layer of the PHC at the transition phase from flood to ebb tides by using acoustic backscattering data of echosounder. Analysis of turbulence and current profiles indicates the near-internal waves are corresponding to shear instabilities with TKE dissipation rate elevated to 10－７ W Kg－１.
Obvious internal tides were observed in the continental margins south of PHC and in the KPSC. At the mouth of KPSC where water depth is about 500 m, maximum vertical displacement of isopycnal oscillations nearly 100 m was observed during the spring tide in December. The TKE dissipation rate and eddy diffusivity estimated from the Thorpe scale analysis during the spring tide in December are approximately three to four times as big as those during the neap tide in July. This is attributed to the fact that weak stratification and strong vertical shear result in elevated turbulence intensities. TKE dissipation rates in the KPSC can reach a maximum value of 10－６ W Kg－１, which is in balance with the baroclinic energy fluxes. Analysis of the ratio between the APE
vii
(available potential energy) and HKE (horizontal kinetic energy) reveals that the internal tides in the continental margins south of PHC and inside the KPSC are in the form of standing waves. High-resolution gridded output data from NRL/LZSNFS numerical model of US Naval Research Lab are used to compute spatial distribution of baroclinic energy fluxes in the PHC. Our results indicate that the baroclinic energy mostly propagates along the edge of continental margins. At the continental slope the baroclinic energy fluxes can reach a maximum value of -50 KWm－１, while those at the continental shelf and at northern PHC are only 0.44 and 0.02 KWm－１, respectively. This result implies that as the internal tides propagate northward toward the PHC interior, the baroclinic energy decays rapidly. In summary, the present study clearly indicates that the energetic turbulence in the BBL and mid layer of the PHC is generated primarily by the shear instability. On the other hand, the turbulence in the continental margins and in the KPSC is generated mostly by the internal tides and breaking of internal waves. Finally, turbulence characteristics observed by the shipboard CTD/MicroRider and by the free- fall VMP-250 are generally in consistent with each other and also agree qualitatively with that estimated from the Thorpe scale analysis.
Keywords：Penghu Channel, shear instability, TKE dissipation, turbulence dissipation, baroclinic energy fluxes, internal tide
viii
目錄
論文審定書 ... i
謝誌 ... ii
摘要 ... iii
Abstract ... v
目錄 ... viii
圖目錄 ... x
表目錄 ... xvii
符號說明 ... xviii
第1 章 前言 ... 1
第2 章 觀測方法與資料來源 ... 7
第2-1 節 歷史航次和觀測地點 ... 7
第2-2 節 觀測儀器與數值模式說明 ... 13
第2-3 節 分析方法 ... 18
第3 章 水文特性與流場結構 ... 24
第3-1 節 水文特性－PHC ... 24
第3-2 節 水文特性－大陸邊緣、高屏峽谷 ... 34
第3-3 節 流場結構 ... 39
第4 章 紊流 ... 48
第4-1 節 PHC 底邊界紊流 ... 48
第4-2 節 大陸邊緣紊流 ... 56
第5 章 討論 ... 63
第5-1 節 BBL shear instability ... 63
第5-2 節 水團中層 shear instability ... 69
ix
第5-3 節 Internal tide ... 74 第6 章 結論與建議 ... 84 參考文獻 ... 87
x
圖目錄
圖 2-1 PHC 航次觀測測站（藍色三角形），黑色粗等深線表示水深 100 公尺和水
深200 公尺；黑色細等深線表示水深 50 公尺和水深 1000 公尺。 ... 10
圖 2-2 OR3-2026（2017 年 9 月）航次觀測測站，其中藍色三角形 M 為錨碇佈放 位置；紅色三角形代表CTD/VMP 測站。 ... 11
圖 2-3 錨碇設計圖，紅色方形代表 TP 位置，黑色方形則是代表 minilog 和 SBE56 位置。 ... 12
圖 2-4 VMP-250 以及佈放所使用的絞機。 ... 15
圖 2-5 架設在 CTD 上的 MicroRider-1000 和 LADCP。 ... 15
圖 2-6 溫度探針，包裹橡膠套（右）。（Lueck., 2010）。 ... 16
圖 2-7 LZSNFS 模式資料網格，點狀區域為模式範圍，每個點都有一個月的剖面 資料，包含水溫、鹽度、海流等。 ... 17
圖 2-8 紫線為 MicroRider data 其中一段（10 秒資料）溫度垂直梯度能譜，綠線則 是Kraichnan’s scalar 能譜。紅色三角形表示最大積分波數的位置。 ... 20
圖 2-9 MicroRider 在 P2 站量測到的（a）溫度垂直剖面,（b）溫度垂直梯度 dT/dz, 以及（c）溫度耗散率（dissipation rate of thermal variance,
）。 ... 21圖 2-10 藍線為垂直剪切能譜，黑色線為 Nasmyth 經驗能譜。紅色三角形表示最大 積分波數的位置。 ... 22
圖 2-11 VMP-250 在 G2 站量測到的（a）溫度、鹽度垂直剖面,（b） shear 垂直剖 面,（c） 下放時的流速剖面（LADCP）,（d） TKE 耗散（
）。 ... 23圖 3-1 P2（OR3-1887, 9 月）測量到的時間序列溫度，鹽度，
t以及N２。 .... 27圖 3-2 P2（OR3-1923, 4 月）測量到的時間序列溫度，鹽度，
t以及N２。其中白 色虛線代表圖3-8 的 4 個潮汐階段。 ... 27 圖 3-3 P2（OR3-1586, 3 月）測量到的時間序列溫度，鹽度，
t以及N２。其中白xi
色虛線代表圖3-7 的 4 個潮汐階段。 ... 28 圖 3-4 P2（OR3-1887, 9 月）與 P2（OR3-1923, 4 月）測量到的 T-S 特徵，紅線代
表歷史黑潮水團特徵，藍線代表南海水團特徵。 ... 29 圖 3-5 P1（OR3-1560, 9 月）與 P2（OR3-1586, 3 月）測量到的 T-S 特徵，紅線代
表歷史黑潮水團特徵，藍線代表南海水團特徵。 ... 29 圖 3-6 AVISO 流場資料，左上圖為 2011 年 9 月流場，右上圖為 2012 年 3 月流
場，左下圖為2015 年 9 月流場，右下圖為 2016 年 4 月流場。 ... 30 圖 3-7 P2（OR3-1586, 3 月），（a）平均南北向流速（v），表示一個潮汐週期，4
條虛線表示不同的潮汐時間。（b）4 個不同的潮汐時間所觀測到的
t剖 面。（c）流速最大時（編號 2）觀測到的
t剖面，黑線表示原始觀測，紅線表示
t重新排列後的剖面。 ... 31 圖 3-8 P2（OR3-1887, 9 月），（a）平均南北向流速（v），表示一個潮汐週期，4條虛線表示不同的潮汐時間。（b）4 個不同的潮汐時間所觀測到的
t剖面。（c） 流速最大時（編號 2）觀測到的
t剖面，黑線表示原始觀測，紅線表示
t重新排列後的剖面。 ... 32 圖 3-9 錨碇串資料，上圖為錨碇串 ADCP 所觀測到的流速深度時序資料，粗黑等溫線表示水溫22C；細黑等溫線表示水溫23C；黑色虛線為東石港潮位 變化。下圖為錨碇串最下面兩顆 TP 所觀測到的溫度時序資料（淺灰線 tp8464、深灰線 tp8756），黑線表示嘉義東石港潮位變化。其中 tp8464 位 於水深109 公尺處；tp8756 位於 110 公尺處。 ... 33 圖 3-10 錨碇串 110 公尺（tp8756）的時間序列溫度差的能譜圖分析。 ... 33 圖 3-11 S2（OR3-1639, 9 月）測量到的時間序列溫度，鹽度，
t以及N２。 .. 36xii
圖 3-12 S1（OR3-1639, 9 月）測量到的時間序列溫度，鹽度，
t以及N２。 .. 36圖 3-13 S2（OR3-1696, 6 月）測量到的時間序列溫度，鹽度，
t以及N２。 .. 37 圖 3-14 S2（OR3-1639, 9 月）與 S2（OR3-1696, 6 月）測量到的 T-S 特徵，紅線代表歷史黑潮水團特徵，藍線代表南海水團特徵。 ... 37 圖 3-15 GP（OR3-1302, 7 月）測量到的時間序列溫度，鹽度，
t以及N２。 . 38圖 3-16 GP（OR3-1339, 12 月）測量到的時間序列溫度，鹽度，
t以及N２。 38 圖 3-17 TSNOW 計畫所佈放的底碇 ADCP 資料與溫度資料。（a）為觀測期間流速的時間和深度變化，紅線為溫度變化，黑色虛線代表圖（b）時間間格位 置。（b）為 7 天的流速 v 分量週期變化（藍線），紅線代表溫度下降時的 流速變化。 ... 42 圖 3-18 底碇時間序列溫度差的能譜圖分析。 ... 42 圖 3-19 P1（上圖，OR3-1560, 9 月）和 P2（下圖，OR3-1586, 3 月）觀測期間流
速的時間和深度變化。左和右分別是 v 和 u 的速度分量。每個圖上方的 黑色三角形標記是下放 CTD 的時間，而圖中的黑色曲線表示潮位變化。
... 43 圖 3-20 P2（OR3-1586, 3 月）站觀測期間的流速 EOF 分析結果。 ... 43 圖 3-21 GP（OR3-1302, 7 月）在高屏峽谷口觀測到的流速時間和深度變化。上左
和右圖分別是u 和 v 的速度分量。下左和右圖分別是 u和 v。（uuu, v
v
v , u和v為u 和 v 速度分量的垂直平均） ... 44 圖 3-22 GP（OR3-1339, 12 月）在高屏峽谷口觀測到的流速時間和深度變化。上
左和右圖分別是u 和 v 的速度分量。下左和右圖分別是 u和 v。（uuu, v
v
v , u和v為u 和 v 速度分量的垂直平均） ... 45 圖 3-23 S1（左圖，OR3-1639）和 S2（右圖，OR3-1639）觀測期間流速的時間和
深度變化。上和下分別是u 和 v 的速度分量。 ... 46
xiii
圖 3-24 S1（OR3-1639, 9 月），回歸M2週期的分潮流場變化。上和下分別是u 和 v 的速度分量。 ... 46 圖 3-25 S2（OR3-1639, 9 月），回歸M2週期的分潮流場變化。上和下分別是u 和
v 的速度分量。 ... 47 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。 . 51 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。 ... 52 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。 ... 53 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。 ... 53 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。 54 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。 ... 55 圖 4-7 OR3-1639 航次所觀測到的溫度消散率（
）深度與時間的週期變化。上圖為 S1 站所測量到的
時序圖，下圖為 S2 站所測量到的
時序圖。... 58 圖 4-8 S2（OR3-1669, 6 月）所觀測到的溫度消散率（
）深度與時間的週期變化。 ... 58 圖 4-9 OR3-1639 航次所觀測到的熱渦流擴散率（Kt）深度與時間的週期變化。
上圖為S1 站所測量到的 Kt時序圖，下圖為S2 站所測量到的 Kt時序圖。
... 59
xiv
圖 4-10 高屏峽谷口利用 Thorpe scale 所估算的 TKE 耗散（ε）深度與時間的週 期變化。上圖是GP（OR3-1302, 7 月）觀測到的水文資料所估算出的
時 序變化。下圖是GP（OR3-1339, 12 月）大潮期間觀測到的水文資料所估 算出的
時序變化。 ... 60 圖 4-11 高屏峽谷口利用 Thorpe scale 所估算的垂直擴散係數（K）深度與時間的週期變化。上圖是GP（OR3-1302, 7 月）所估算出的K時序變化。下
圖是GP（OR3-1339, 12 月）大潮期間所估算出的K時序變化。 ... 61 圖 4-12 高屏峽谷內 G1 和 G2 之間的船測 ADCP 資料（u and w） 以及 VMP-250
量到的 ε 剖面，潮位資料是用奧勒岡大學的潮位預測模式所繪製。 .. 62 圖 5-1 P2 站的（a）深度平均南北向流速的時間序列圖，（b）BBL 內的深度平均
的剪切平方（黑線）和TKE 耗散率（藍線），（c）垂直密度梯度（- z） 平均值，黑線代表水深70 - 75 公尺的平均，灰線代表水深 90-110 公尺的 平均，和（d） Richardson number（Ri－１）的時間深度變化；黑線表示潮 汐的週期變化。 ... 65 圖 5-2 P2（OR3-1887, 9 月）所量到的（a）剪切平方時間深度變化，（b）VMP-
250 所量到的 TKE 耗散。 ... 66 圖 5-3 P2（OR3-1923, 4 月）所量到的（a）剪切平方時間深度變化，（b）VMP-
250 所量到的 TKE 耗散。 ... 66 圖 5-4 P2 站的 TKE 耗散率和平均立方流速的散點圖。黑點和紅點分別代表漲潮
和退潮時量測到的數據。藍線為最佳擬合回歸線，顯示𝜀 ∝ 𝑈3，此外還顯 示了相關係數0.7 與 95％顯著性。 ... 68 圖 5-5 P2（OR3-2026），（a）潮位示意圖，紅線表示觀測時間的潮汐相位。（b）
以不同顏色區別區別回聲強度，其中黑色箭頭表示SADCP 所觀測到的流 速資料（v 和 w）；白線為VMP-250 觀測到的 TKE 耗散（ε）。（c）CTD
xv
觀測資料，分別為溫度、鹽度以及密度。（d）分別為浮力頻率平方（N2）、 shear squared 和 Richardson number。紅框標示 BBL 中 N2變小，剪切變大 同時Ri－１>4，剪切不穩定的證據。 ... 71 圖 5-6 N（OR3-2026），（a）潮位示意圖，紅線表示觀測時間的潮汐相位。（b）以
不同顏色區別區別回聲強度，其中黑色箭頭表示 ADCP 所觀測到的流速 資料（v 和 w）；白線為 VMP-250 觀測到的 TKE 耗散（ε）。（c） 密度 以及 Thorpe displacement。（d）分別為浮力頻率（N2）、shear squared 和 Richardson number。 ... 72 圖 5-7 P2（OR3-2026），（a）潮位示意圖，紅線表示觀測時間的潮汐相位。（b）
以不同顏色區別區別回聲強度，其中黑色箭頭表示 ADCP 所觀測到的流 速資料（v 和 w）；白線為VMP-250 觀測到的 TKE 耗散（ε）。（c）密度 的CTD 觀測資料以及 Thorpe displacement。（d）分別為浮力頻率（N2）、 shear squared 和 Richardson number。 ... 73 圖 5-8 （a）S1 觀測到的斜壓流速（vvv）。（b）S2 觀測到的斜壓流速（ v）。
（c）S1 計算出的等密度線垂直位移（）。（d）S2 的等密度線垂直位移
（）。（e）S1 利用靜水平衡計算出的壓力異常變化（去除深度平均值）。
（f）S2 利用靜水平衡計算出的壓力異常變化（去除深度平均值）。（g）S1 深度積分能量通量的時序變化，藍線表示 0，紅色虛線表示時間平均值 0.44 kWm－１。（h）S2 深度積分能量通量的時序變化，藍線表示 0，紅色 虛線表示時間平均值 -3.5 kWm－１。 ... 78 圖 5-9 （a）GP（小潮，7 月）觀測到的斜壓流速（vvv）。（b） GP（大潮，
12 月） 觀測到的斜壓流速（ v）。（c）小潮期間計算出的等密度線垂直 位移（）。（d）大潮期間的等密度線垂直位移（）。（e）小潮期間利用靜 水平衡計算出的壓力異常變化（去除深度平均值）。（f）大潮期間利用靜 水平衡計算出的壓力異常變化（去除深度平均值）。（g）小潮期間深度積
xvi
分能量通量的時序變化，藍線表示0，紅色虛線表示時間平均值 2 kWm－
１。（h）大潮期間深度積分能量通量的時序變化，藍線表示 0，紅色虛線 表示時間平均值 11 kWm－１。 ... 79 圖 5-10 P（OR3-2026），上圖黑線為東石港的潮位資料，紅線為當時潮位。下圖
為OR3-2026 航次所觀測到的 echosounder 資料，白線表示紊流儀量測到 的TKE 耗散，黑色箭頭為 SADCP 的流速資料。... 80 圖 5-11 LZSNFS 模式資料所估算出的 5 天平均斜壓能量通量變化。... 81 圖 5-12 上圖為東石港潮汐變化，英文代號代表不同潮位時刻。6 張小圖（a~f）分
別代表不同時間 LZSNFS 資料所估算的等密度垂直位移空間變化。藍色 倒三角形由南到北分別表示S2、S1 和 P2 的相對位置。 ... 82 圖 5-13 接續圖 5-12，6 張小圖分別代表不同時間 LZSNFS 資料所估算的斜壓能量
通量空間變化。藍色倒三角形由南到北分別表示S2、S1 和 P2 的相對位 置。 ... 83
xvii
表目錄
表 2-1 觀測航次資訊表 ... 9
xviii
符號說明
：動能消散率（Turbulent Kinetic Energy dissipation rate）
：動能消散率（Turbulent Kinetic Energy dissipation rate）
：溫度耗散率（dissipation rate of thermal variance）
K：渦流擴散率（Eddy diffusivity）
K ：密度渦流擴散率（Eddy diffusivity of density）
Kt：熱渦流擴散率（Eddy diffusivity of thermal variance）
N ：浮力頻率（Brunt-Väisälä frequency）
：混合效率
t：海水密度
：水分子黏滯係數（10－６ m２s－１）， kˆ：波數
kˆ ：剪切探針所量到的能譜
kt ˆ
：溫度垂直梯度的垂直波數能譜 D：分子熱擴散率
kb：Batchelor wavenumber
：等密度線垂直位移
1
第1章 前言
台灣西南海域的範圍包含台灣海峽南端以及南海北部區域，擁有著大陸邊緣
（大陸棚和大陸斜坡）、台灣淺灘、澎湖水道（Penghu Channel, PHC）、高屏海底峽 谷（Kaoping Submarine Canyon, KPSC）與南灣等重要地形。水文特性容易受到南 海水團與黑潮支流入侵所影響，顯著的季風以及複雜的地形，種種原因的層疊之下，
使得此區域的流況變化多端。南海北部的地理位置與台灣海峽南端相連，同時也靠 近大陸地形邊緣，海洋現象豐富，大洋邊界崎嶇的地形與海流的交互作用之下，容 易增強其內部的紊流擴散，因此產生的平均渦流擴散率（eddy diffusivity, K）為 10
－３～10－２ m２ s－１（Mauritzen and wolk, 2002; Park et al., 2008）比起大洋所測量到 的平均K（10－５ m２ s－１, Gregg, 1989）大上 100 – 1000 倍。Yang et al.（2014）在 台灣西南海域進行紊流觀測，結果也說明在大陸棚所量測到的平均 紊流動能
（Turbulent Kinetic Energy, TKE）耗散率 ~10－７ W kg－１ 會大於在大陸斜坡量測到 的平均值 ~10－８ W kg－１ 約 10 倍。許多物理海洋學者都曾表示，為了維持大洋溫 鹽環流的穩定，K 至少需要 10－４ m２ s－１，這也代表某些海域中必須有高的混合紊 流發生才能維持此平衡，而這些海域大都位在大陸斜坡、海底山脊、海底峽谷或是 狹窄的水道之處（Polzin et al., 1996），因此台灣西南海域便是一個屬於研究高紊流 混合的理想場所。
南海在台灣西南海域之中屬於深水的海域，在大陸斜坡外的平均水深幾乎都 超過2000 公尺，在近 10 餘年裡南海所發現的內波一直受到不少海洋學者的注目。
主要是因為南海所發現的內波是目前世界上最巨大的內波，傳遞速度最快可達2 m s－１（Klymak, et al., 2006），而南海孤立內波（Internal Solitary Waves, ISW）引起的 大尺度垂直位移和速度可能會影響生物的生產力以及水團內營養的混合（Moore and Lien, 2007）。在世界上許多的大洋中經常可以透過衛星圖像來觀測到孤立內波 的傳播（Klemas et al., 2012），現場觀測資料和衛星資料都顯示，正壓潮流與位於
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呂宋海峽內的恆春海脊和巴坦海脊的交互作用下，水體的密度分層會受到擾動因 此在呂宋海峽形成內潮，向西越過海脊進入南海後由於地形急速下降（坡度大），
產生下沉的巨大內波向西傳遞（Ramp et al., 2004; Zheng et al., 2007）。孤立內波在 南海會一路往西至東沙環礁的陸棚區，利用水文錨碇串組的資料說明南海內波的 能量經由下沉型波形傳遞到大陸棚地形淺化後，其波長會變短、波速減弱，波形會 從下沉型轉變為上舉型逐漸破碎，內部能量同時衰退不少（Lien et al., 2005; Moum et al., 2007），例如：Chang et al.（2006）估算到的非線性內波能量消散值在進入東 沙環礁週圍較淺的地形後會從8.5 kW m－１減少到0.25 kW m－１。邊界的效應加強 能量的快速耗散，St. Laurent（2008）量測東沙海域的平均 TKE 耗散約在 10－８ W kg－１，隨著水深變淺到水深 200 公尺以下，TKE 耗散會提高至 10－６ W kg－１。台 灣與美國數名海洋學者共同在Ineranl Wave In Straits Experiment（IWISE）合作計 畫中，利用過去十年裡數十個研究航次在南海北部與呂宋海峽進行的現場觀測成 果以及模式模擬來說明ISW 的形成以及傳遞，同時也說明內波除了提供水團的混 合之外也同時影響著全球氣候（Alford et al., 2015）。
由於內潮是由正壓潮流與地形的作用下將轉變成斜壓潮，Jan et al.（2008）藉 由數值模式的計算說明呂宋海峽是內潮的主要產生區域，這不只是形成南海內波 的來源，同時也影響著鄰近的台灣西南海域。其研究也指出在PHC 的南端大陸斜 坡處也有著強烈的斜壓能量通量產生。Wang and Chern（1996）在東港附近觀測到 水文資料具有半日週期的內潮訊號，Lee et al.（2009）指出峽谷內存在強烈的內潮，
並估算出平均TKE 耗散 ~710－６ W kg－１以及高內潮能量通量 ~14 kW m－１沿著 峽谷傳播，比起Kunze et al.（2002）在蒙特利峽谷所觀測到的能量大上 3~7 倍。
Chiou et al.（2011）更進一步利用數值模式說明高屏峽谷內潮能量的來源主要是以 台灣淺灘以及恆春海脊所產生的內潮合成。峽谷地形中經常出現受到內潮或是破 碎的內波所產生的底邊界紊流（Carter and Gregg, 2002），藉由紊流的加強同時將懸 浮的沉積物向深水的水域運送（Liu et al., 2002），而內潮產生紊流也間接影響著生
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物豐富度以及多樣性（Liao et al., 2017）。
台灣海峽由南至北連接著南海以及東海，是兩個海洋之間不同水團內的物質 或水質交換的主要場所，其中PHC 則是海峽內流量最具代表也是重要的通道（Jan and Chao, 2003; Wang et al., 2004; Chang et al., 2008）。在海峽或潮汐主導的水道中 容易受到由大洋邊界所發生的內潮、破碎的非線性內波、邊界層紊流或是 Tidal straining（Simpson et al., 1990）等過程來增強水團混合，而這些現象都容易在海洋 裡的底邊界層（Bottom boundary layer, BBL）內造成較大的流切並導致紊流變大，
在水體垂直翻轉的過程中將BBL 內的海水溫度和密度均勻混合。除此之外，BBL 中紊流性質的特徵，如強度、垂直範圍和發生紊流的週期等現象都能讓科學家進一 步理解水團中混合擴散的過程或相互作用。在台灣海峽南端的大陸邊緣（大陸斜坡）
處，水團的交換容易受到內潮（內波）的加強之外，還受到PHC 獨特南寬北窄漏 斗形的邊界所影響，使得流場較為集中容易在水道底部中發生強烈的流切，進而導 致紊流形成。Wesson and Gregg（1994）利用紊流儀（micro-structure）在直佈羅陀 海峽的Camarinal Sill 觀察水團層化現象。在 BBL 觀察到尺度較大水團翻轉以及非 常高的TKE 耗散（超過 10－２ W kg－１），說明在大西洋和地中海水團的交界處發生 著水團強烈的混合。Stevens et al.（2012）在紐西蘭庫克海峽 Cook Strait 的 Karori Rip 進行了水文和紊流的測量，發現 20 公尺厚的 BBL 同時具有大的 TKE 耗散 10
－５ W kg－１。Lentz and Trowbridge（1991）在加州北部沿海發生湧升流的區域進行 錨碇溫度串和使用研究船上的CTD 觀測，說明 BBL 的厚度通常為 5-15 公尺，但 偶爾也會出現超過 50 公尺的 BBL 厚度。在東京灣口的研究中指出，灣口在漲潮 和退潮的期間水團分層較弱，因此有著較大的紊流（Kokubu et al., 2013）。Lien and Sanford（2004）在穩定分層且由潮汐所主導的水道中（tidal channel） 觀察到的 BBL 紊流頻譜是相似於穩定大氣邊界。Klymak and Gregg（2004）在不列顛哥倫比亞
（British Columbia）的奈特灣（Knight Inlet）觀測到潮汐的往復運動通過 sill 後所 產生的nonlinear lee wave，這種 nonlinear lee wave 所造成的紊流是由於剪切不穩定
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性（shear instability）同時有著高 TKE 耗散（約 10－４ W kg－１）。不少研究都指出 在河口、大陸棚和沿海海洋等海域，水深都不深且位於大陸邊緣，因此受潮汐的影 響非常大。過去約20 年間海洋學者大都以安裝在海底的底碇式聲學都卜勒海流儀
（Acoustic Doppler Current Profiler, ADCP）或是自由落體式的紊流儀來觀測紊流的 垂直結構與週期。例如，在愛爾蘭海域幾次的紊流觀測結果都說明測量處的渦流耗 散週期相似於潮汐週期，TKE 耗散率表現出強烈的 M4變化（Simpson et al., 1996;
Rippeth et al., 2001）。另一方面，在愛爾蘭北部海域與切薩皮克灣河口附近，由潮 汐所主導的狹窄水道中，在漲潮與退潮時底部垂直流切會增強，因此BBL 內的 TKE 會產生規則M4潮汐週期變化（Simpson et al., 2005）；另外在河口區域，容易受到 淡水的影響破壞原本上部水層穩定分層，因此在漲潮時後，BBL 的混合作用會向 海面侵蝕，並在上層造成M2的耗散週期（Rippeth et al., 2002）。東海大陸棚（Endoh et al., 2016）和Ariake Sea（Tsutsumi and Matsuno, 2012, Shao et al., 2018）也指出了 類似受到潮汐影響的BBL 紊流週期循環的結果。
過去的文獻都說明在在邊界傾斜的地形中，不論是在海洋或是在湖泊中都容 易在BBL 處產生紊流。從傳統的觀點來看，流場受到底邊界地形摩擦而產生剪切 不穩定，導致BBL 內發生垂直混合作用。Lorke et al.（2005 ; 2008）在湖泊傾斜的 地形和 Moum（2004）俄勒岡州傾斜的大陸架上發現了一種不同的紊流機制-剪切 誘導對流（shear-induced convection），其主要是以浮力驅動的對流混合。這些研究 說明，由水平流場所產生的底部垂直剪切與等深線密度梯度相互作用，導致在漲潮 上坡的期間，導致較高密度的冷水被帶至BBL 上方產生對流，BBL 分層內的分層 會變得不穩定，而在退潮期間，BBL 分層會則逐漸恢復趨於穩定因此有著潮汐週 期的變化。Umlauf and Burchard（2011）理論模擬結果表示，雖然在上坡時斜坡底 部的 BBL 會受到重力影響產生分層不穩定，但這種不穩定的區域對於 BBL 內混 合的貢獻可忽略不計，因為這些深度範圍已經混合的相當好。另一方面，Kunze et al.（2012）在 Monterey 峽谷和 Soquel 峽谷進行了微尺度紊流結構的測量，發現分
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層良好的紊流層（turbulence layer）比混合良好的 BBL 還厚。因此紊流的作用斜坡 地形上對在已經均勻混合情況下，對紊流強度不會有加強效果（Garrett, 2001）的 論點並不是一直都成立，紊流與地形交互作用下也會加強（Kunze et al., 2012）。
PHC 除了是台灣海峽內重要的傳輸通道之外，同時也是湧升流經常發生的區 域。根據Hu et al.（2003）的研究結果，從歷史（1996 ~ 1999 年）的衛星海表面溫 度資料（SST）可以得到澎湖海域附近有許多的海表面溫度較低的區域，而這些區 域都被認為是沿岸冷水湧升所反映出的現象。Lan et al.（2009）則更進一步的利用 利用衛星資料（1996~2005）來分析海表面水溫（SST）與葉綠素濃度（Chl-a），說 明在夏季時澎湖海域與台灣淺灘均有明顯且較高的葉綠素濃度發生，這也是沿岸 湧升流所表現出來的訊號。除此之外，一些文獻都曾證明黑潮的分支會入侵至南海 北部海域影響此區域的水文結構（Centurioni et al., 2004）。黑潮入侵南海的現象具 有季節性的特徵，黑潮分支會在冬季期間入侵至南海北部海域，在大陸棚邊界（大 陸斜坡）堆積形成一個套流（Loop），這使得南海水難以通過進去台灣海峽內（Jan et al., 2010）。在冬季，由南海北部海域傳遞進台灣海峽的水團都會看得到黑潮支流 的特徵，這樣水團混合的過程就是最典型海洋內部垂直的擾流結果，而在大陸邊緣 所產生的垂直擾動尺度又比開放式大洋中所產生的垂直擾流還要大 10 - 100 倍
（Gregg, 1989; Klymak et al., 2004, 2011; St. Laurent, 2008）。換言之，大陸邊緣會增 強海洋內垂直擾動的能量耗散，而這樣的過程同時也改變水團的特性。
台灣西南海域是個得天獨厚的海洋觀測場所，除了地形變化多端之外，也是不 同水團的匯集之處，另外再加上大氣的影響，如颱風，因此不論是水面或是海底都 容易發展出紊流的現象。在過去幾十年裡，海洋能量交換的研究漸漸地從海表面的 水氣交換開始轉向研究海洋內部所發生的能量轉變，量測或估算水團內部的 TKE 耗散ε以及渦流擴散係數 K 已成為說明水團混合過程中的重要參數，同時也幫助 了解紊流產生的機制。近幾年台灣才開使用紊流儀來觀測紊流，相較於國外算是起 步較晚，因此在施放的過程以及資料的處理大部分都是嘗試來累積經驗。呂宋海峽
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所產生的斜壓潮能影響著台灣西南海域的水團交換，許多研究都表示大陸斜坡處 有著高的斜壓通量，但是否會直接影響台灣海峽內的水團或是內波能量傳遞進台 灣海峽，而PHC 屬於一個漏斗狀的斜坡地形，相似於海底峽谷又擁有強勁的流場，
是一個發生紊流的絕佳場所，據我們所知是較少人去討論的部份。因此本研究透過 現場觀測資料來了解 PHC 底邊界紊流的發生的機制，以及內潮能量是否影響對 PHC 紊流造成加強的效應
。
本篇文章在接下來的第 2 章將介紹實驗所使用到的儀器、各個航次資訊和紊 流分析計算方法，在第 3 章將利用航次資料來說明台灣西南海域的水文特徵與流 場結構。我們在第4 章會說明 TKE 耗散在 PHC、大陸棚、大陸斜坡與高屏峽谷等 所呈現的特徵，最後於第 5 章主要會針對 PHC 的 BBL 紊流產生機制以及內潮對 於台灣西南海域的影響進行討論。
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第2章 觀測方法與資料來源
第2-1節 歷史航次和觀測地點
本研究在台灣海峽（Taiwan Strait, TS）最重要的通道 PHC（俗稱黑水溝）進 行了多次的研究觀察。PHC 位於 TS 的東南部，分隔著澎湖群島和台灣（圖 2-1）。 在海圖上可以發現PHC 具有漏斗地理形狀，長 60 公里，PHC 北部寬約 40 公里，
水深100 公尺，而 PHC 南部寬約 80 公里，水深 200 公里。PHC 的北端與雲彰隆 起（Yuen-Chang Rise, 又稱彰雲沙脊）連接，這是位於 TS 東部，台灣雲林、彰化 外海一帶隆高的地形；而PHC 的南端與南海北部的大陸棚連結，附近包含高屏峽 谷等地形。歷史錨碇水文觀測（Chuang, 1986 ; Lin, 2005），衛星和浮球漂流資料
（Tseng and Shen, 2003） 和船載式 ADCP（Shipboard ADCP, SADCP）觀測（Chang et al., 2008）都表明，PHC 全年持續存在朝北的潮流，夏季速度約為 1 m s－１，冬季 則偏弱；半日潮和全日潮的潮流平均振幅分別為1.2 和 0.32 m s－１。
本研究從2011 年至 2017 年共進行 9 次海研三號航次的觀測（如表 2-1），觀 測的地理位置範圍包含 PHC、大陸棚以及小琉球周遭海域（圖 2-1），使用的觀測 儀器包含紊流儀、Conductivity Temperature Depth（CTD） / Lowered Acoustic Doppler Current Profiler（LADCP）等設備。在 2011 年至 2013 年水文觀測資料主要以 CTD/LADCP 為主，紊流量測則使用掛載式紊流儀 MicroRider-1000，2014 年之後 水文觀測資料依然是以 CTD/LADCP 為主，而紊流觀測資料則是改用不受鋼纜震 動干擾的自由落體式紊流儀（VMP-250）為紊流主要測量儀器。PHC 的觀測航次 集中在P1 和 P2（圖 2-1）兩測站，航次包含 OR3-1560、OR3-1586、OR3-1887、
OR3-1923、OR3-2026，其中 OR3-1560（P1）與 OR3-1586（P2；前 12 小時） 觀 測間隔均為 2 小時一次下放，OR3-1586 後 16 小時則是 1 小時下放一次；OR3- 1887（P2）與 OR3-1923（P2）均為一小時下放一次紊流儀，CTD 則是 2 小時下放 一次。
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本研究在2017 年 9 月 30 日在 OR3-2026 航次中在 PHC 施放 ADCP/溫度錨碇 串，並且設置4 個測點（N, P2, M, MC, 圖 2-2），M 測點為錨碇測站，佈放時間為 2017/09/30 16:30 至 2017/10/03 12:30 共 68.5 小時，錨碇規劃圖如圖 2-3。我們將 RDI 600kHz 的 ADCP 設置在離底約 60 公尺處朝下觀測，同時在錨碇串綁上 6 支 溫度壓力計（Star oddi Temperature / Pressure, TP）、13 支溫度儀（VEMCO minilog）
和15 支高精度溫度計（SBE56 Temperature Sensor），共 34 層溫度資料。將 ADCP 錨碇串資料處理後發現此錨碇串受到強流的影響之下傾倒非常嚴重，ADCP 的傾 斜角在漲潮時段均大於23 度，因此錨碇串的資料不甚理想。其中 P2、N 和 MC 測 點依照順序在每個測站停留28 小時，並以每小時下放紊流儀 2~3 次和 2 小時一次 的CTD 觀察 PHC 北端流速最強區域的紊流變化。但在 N 站觀測的第 20 小時後，
紊流儀出現異常因此改為每小時下放一次CTD。
OR3-1639 與 OR3-1696 觀測範圍為大陸斜坡與大陸棚，其中 OR3-1639 的觀 測方式是在大陸棚處（水深150 公尺，S1）以及大陸斜坡處（水深 600 公尺，S2）
各設置一點觀測點，並在兩觀測點（S1、S2）來回下放 CTD。OR3-1696 的觀測方 式則是在大陸斜坡 S2 上定點測量，下放間隔為 1 小時施放一次 CTD。OR3-1302、
OR3-1339 與 OR3-1816 航次的觀測範圍為高屏峽谷，其中 OR3-1302 與 OR3-1339 是在高坪峽谷口等深線650 m 處 GP 測站，航次期間連續下放 CTD/LADCP，觀測 時間間格2 小時收集一次資料，分別收集到 15 和 21 組資料剖面。OR3-1816 則是 在高屏峽谷內利用 VMP-250 在兩個觀測站 G1、G2 的來回測量，但在 12 小時候 紊流儀的電源控制箱接頭碳化受損，因此提前結束航次。從過去的觀測航次中不論 是使用掛載式紊流儀MircoRider 或是自由落體式紊流儀 VMP-250 在船測的過程中 均遇到過不少下放時儀器或周邊配件損壞的問題出現，但這也是現場觀測研究中 除了天氣影響之外的另一項困難之處。
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表 2-1 觀測航次資訊表
Cruise Time Station Number of casts Depth（m） Intervals（hr） Instrument
OR3-1302 2008/07/05~07/06 GP 15 550 2hr CTD/LADCP
OR3-1339 2008/12/12~12/14 GP 21 550 2hr CTD/LADCP
OR3-1560 2011/09/13~09/15 P1 11 120 2hr CTD/LADCP/MicroRider
OR3-1586 2012/03/15~03/17 P2 26 125 2hr and 1hr CTD/LADCP/MicroRider
OR3-1639 2012/09/10-09/12 S1-S2 33 S1：150
S2：600 2hr CTD/LADCP/MicroRider
OR3-1696 2013/06/13-06/15 S2 33 600 1hr CTD/LADCP/MicroRider
OR3-1816 2014/12/02-12/03 G1-G2 CTD：4 VMP：24
G1：200
G2：150 1hr CTD / VMP
OR3-1887 2015/09/22-24 P2 CTD：22
VMP：130 120 CTD：2hr
VMP：1hr CTD/VMP
OR3-1923 2016/04/26-27 P2 CTD：27
VMP：57 120 CTD：2hr
VMP：1hr CTD/VMP
OR3-2026 2017/09/30-10/03 N, P2, MC CTD：43 VMP：90
N：120 MC：120
P2：120
CTD：2hr
VMP：1hr CTD/LADCP/ VMP
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圖 2-1 PHC 航次觀測測站（藍色三角形），黑色粗等深線表示水深 100 公尺和 水深200 公尺；黑色細等深線表示水深 50 公尺和水深 1000 公尺。
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圖 2-2 OR3-2026（2017 年 9 月）航次觀測測站，其中藍色三角形 M 為錨碇佈 放位置；紅色三角形代表CTD/VMP 測站。
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圖 2-3 錨碇設計圖，紅色方形代表 TP 位置，黑色方形則是代表 minilog 和 SBE56 位置。
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第2-2節 觀測儀器與數值模式說明
本篇研究所使用的觀測儀器包含 掛載式紊流儀MicroRider-1000、自由落體 式（free-fall）紊流儀VMP-250（圖2-4）以及CTD / LADCP等。LADCP所使用的 硬體部分是兩台ADCP（RDI, 6000 m housing, 300 kHz）分別朝上與朝下發射音 波與一台Seabird SBE-9 CTD，一起固定在CTD上（圖2-5），受到CTD的大小限 制，我們捨棄了原本掛在CTD外架上的一些儀器，如：透光探針等，資料處理的 軟體是下載自美國哥倫比亞大學LDEO（Lamont-Doherty Earth Observatory）所發 展出，使用Visbeck（2002）所提出的逆推法（inverse method）來計算整層流速，
雖然LADCP主要是使用在深海的海流觀測上，但海研三號自2010年後所使用的 SADCP為75 kHz，每一個bin size為16公尺，垂直尺度較粗，因此我們嘗試使用 LADCP，同時改用6公尺的bin size來進行測量。
MicroRider-1000 和 VMP-250 等 兩 套 紊 流儀 均 為 加 拿 大公 司 Rockland Scientific Inc.（RSI）所生產製造，剪切探針的採樣頻率（sampling rate）均為 512 Hz，最大下放深度為 1000 公尺，其中 MicroRider-1000 屬於高頻的自記式儀器，
必須掛載在其他載具平台上使用，例如：CTD、Sea-Glider、ROV（Remotely Operated Vehicle）、AUV（Autonomous Underwater Vehicle）等；自由落體式紊流 儀VMP-250 則是利用光纖（外層為 kevlar 線材包覆）連接即時收集模組（Real- time Data Transmission Model）再將資料傳送到筆記型電腦做資料顯示及記錄。
兩套紊流儀設備皆有利弊，掛載式紊流儀 MicroRider-1000 在施放的過程中必須 考慮載具本身的噪音是否干擾紊流儀上的探針量測的資料。以本篇研究為例，在 幾次的觀測航次中，MicroRider-1000 是架設在 CTD 上（圖 2-5），下放的過程中 容易受到鋼纜震動而干擾剪切探針（shear probe）所量測到的值，在過去汪等人
（2003）嘗試利用三維加速度來濾掉干擾的訊號，但效果有限，因此在後續的研 究上我們改用溫度探針來推算TKE 耗散。自由落體式的 VMP-250 在下放的過程 比起載具式佈放方式較為繁瑣，一般在佈放時最好須要三位操作手為一組，包含
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負責儀器通訊線材的出線與收線，控制絞機的速度以及觀看及時資料是否異常，
其中又以控制絞機速度的人員最為重要，他必需仔細判斷水面下的預留線長是否 足夠，如不足夠會立即告知出線人員，同時將絞機轉速增加，負責出線的人員則 必須注意是否有朓腺的狀態避免纏繞在絞機外側讓纜線受損；VMP-250 下放速 度必須依靠施放者的經驗來決定安裝在尾端的羽刷數量來減緩下沉速度，從過去 的研究指出平均下降速度落在0.80.1 m s－１資料品質較為穩定，但最終還是要 考慮觀測的項目來決定下放的速度，以 PHC 的紊流觀測為例，下放速度大約落 在0.85 m s－１。
研究所使用的兩套紊流儀所使用的探針型號一致因此可互相使用，分別有剪 切探針（shear probe）、溫度探針（Thermistor）以及導電度探針（micro-conductivity）， 每套儀器上最多能裝置6 支探針。紊流儀內有設置三軸加速度計（accelerometer）、 壓力感應器（Pressure transducer）以及傾斜感應器（tilt sensors），用來記錄儀器 下放的過程中在水中所發生的旋轉及搖晃程度（Pitch and Roll）對應其深度。剪 切探針的取樣頻率為512 Hz，解析度為 10－３ S－１，誤差大小約 5 %，最早是由 Osborn（1972） 運用在海洋上的紊流觀測，其原理是流體通過剪切探頭後給予 外層橡膠壓力讓內部的陶瓷電壓管彎曲產生電阻，最終在將其電流訊號轉變為剪 切變動大小。溫度探針則是包覆在內部的金屬氧化物電阻值來感應溫度的細微變 化，由於它包覆在玻璃內且非常細小位在探頭最前端，常被誤認雜質附著在探針 上，因此一不小心非常容易受損（如圖2-6）。
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圖 2-4 VMP-250 以及佈放所使用的絞機。
圖 2-5 架設在 CTD 上的 MicroRider-1000 和 LADCP。
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圖 2-6 溫度探針，包裹橡膠套（右）。（Lueck., 2010）。
除了使用常用的水文觀測儀器（如：CTD、LADCP） 以及紊流儀器觀測之 外，本研究也加入模式資料作分析。模式資料是使用美國海軍研究實驗室柯東山 博士所提供的Luzon Strait Nowcast/Forecast System（LZSNFS；呂宋海峽預報系 統），LZSNFS 模式最主要是提供學者用於研究南海所發生的內波（Chao et al., 2007; Ko. et al., 2008; Qian et al., 2010; Simmons et al., 2011; Chen et al., 2013; Ma et al., 2013; Pickering et al., 2015），它同時也被用於研究南灣受到颱風的影響所發 生的湧升流現象（Ko et al., 2009）。LZSNFS 是利用美國海軍的西北太平洋區域 海洋/大氣中尺度預報系統（COAMPS）的資料作為驅動。海面高度、流場、溫度 和鹽度等邊界條件來自於全球HYCOM，其中還加入了 9 種潮流成分（K1、O1、 P1、Q1、K2、M2、N2、S2和M4；Egbert and Erofeeva, 2002），以及美國海軍的衛 星高度計所觀測到的海面異常資料，MCSST 和現場測量的 NCODA 數據分析系 統產生的同化數據（Ko and Wang, 2014）。LZSNFS 模式區域包含呂宋海峽、南 海北部以及一部分的西太平洋，水平的解析度為 2.3 公里。對於垂直的解析度，
共有 29 層海水深度，為了更明確的分析上部海洋水層的變化，在上部的水深間
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格較小。模式擴展到台灣西南海域（包含PHC），水平的解析度可以提高至1.3 公 里，因此適合用來研究小區域的變化，因此柯老師提供此小區域中2016 年 4 月 模式資料讓我們分析斜壓能量在大陸斜坡與PHC 之間的關係，網格如圖 2-7。
圖 2-7 LZSNFS 模式資料網格，點狀區域為模式範圍，每個點都有一個月的剖 面資料，包含水溫、鹽度、海流等。
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第2-3節 分析方法
TKE 耗散（ε）是定義水團內部擾動的一個指標，當水分子運動將動能擴散 的過程中能量會耗散，同時也代表水團正在進行混合。過去海洋學家會利用 Thorpe scale method（Thorpe, 1977） 來估算的方式得到ε或是利用高頻的 ADCP 來計算渦流擴散係數（Eddy Diffusivity, 𝐾𝜌），隨著科技日新月異，海洋觀測技術 與設備也提升不少，因此近代的海洋紊流觀測大都以高頻的剪切探針直接量測垂 直剪切（du /dz），再利用剪切頻譜分析直接計算出ε。
ε可由下列公式所求得：
k d k
z
u 7 . 5 ˆ ˆ 5
.
7
02
... （1）
其中υ為水分子黏滯係數（10－６ m２s－１），kˆ為波數（cpm），
kˆ 為剪切探針所量到的能量譜。過程中會先將濾波過的剪切資料做快速傅立葉分析（FFT）再與 加速度能譜作交相關來扣除加速度分量，最後將頻率和能量轉換成波數能譜
（Wavenumber Spectrum） 。最終我們能將測量到的波數能譜利用 Oakey （1982）
提出的無因次化剪切能譜 Nasmyth 經驗曲線來疊代進行擬合，找出積分上限求 得TKE 耗散ε。
在高雷諾數的環境下，渦流擴散係數（𝐾𝜌）可表示為：
N
2K
ρ Γε
（Osborn and Crawford, 1980） ... （2）
其中N2為水體的浮力頻率（B-V frequency），
為混合效率，在此研究我們所 使用的混合效率為0.2（Osborn, 1980）。由於掛載在CTD 的紊流儀所使用的剪切探針資料受到 CTD 鋼纜震動的干擾，
因此我們嘗試使用溫度探針資料來計算溫度耗散率或紊流熱耗散率（dissipation of thermal variance），其公式為：
19
kdkz D
D 6 t ˆ ˆ
6 0
2
... （3）
其中t
kˆ 是溫度垂直梯度的垂直波數能譜，D 分子熱擴散率（它是鹽度，溫度 和壓力的函數）以及
z
是測量到的溫度垂直梯度。紊流熱擴散率定義如下：
2
2
θ z K
tχ
... （4）
其中 z
是從 CTD 的溫度資料所計算出的平均溫度梯度。通過 Batchelor cutoff
wavenumber：kb
D2 14可以得知t
kˆ 的波數範圍取決於ε（Moum and Nash, 2009），因此可假設KKt，由第（2）式和第（4）式可得到：
22
2 z
N
... （5）
根據公式（3） 我們可以溫度探針得到溫度能譜對紊流波數範圍 kmin <k <kmax 來積分，其中kmin 是最低波數，kmax 則是積分最大波數。由於船載 CTD 下放 速度太快，我們有時不能有效的得到溫度梯度譜的波數範圍。因此我們跟隨 Moum and Nash（2009）的方式，利用方程式（4） 和（5） 先確定 kmax 的初始 值和
、
，之後使用Kraichnan 經驗能譜（Kraichnan, 1968；圖 2-8） 利用疊 代的過程來確定。最後經過兩次或三次疊代後，其結果會收斂，我們即可獲得最 終的kmax 和
。除此之外，考慮到溫度探針的反應速度並未達512 Hz，因此我 們採用8 ~ 10 秒溫度梯度來計算，其深度間距約為 7 - 8 公尺。圖 2-9 說明我們 使用MicroRider 在 P2 站所測量的其中一筆溫度數據的結構分佈。垂直的溫度梯 度變化反應出底部約 20 公尺厚度的紊流耗散，而溫度梯度變化小的深度則對應20
到較小的紊流熱耗散尺度。
由於 VMP-250 的下放方式是自由落體式，不會受到纜線震動的因素而干擾 剪切資料，在本篇研究我們先對2 秒原始濾波過的剪切資料對頻率做快速傅立葉 分析（1024 筆 shear 資料，深度間距約 1.6 公尺）與加速度能譜作交相關扣除加 速度分量來計算
，再將能量譜乘以下放速度來轉換成波數能譜（Wavenumber Spectrum），最後再利用Nasmyth 經驗曲線採遞迴的方式進行擬合（圖 2-10），找 出最佳積分的波數，帶入公式（1）中即可求得
。圖2-11 為高屏峽谷內 G2 測 站（OR3-1816）的其中一次下放的結果，u 方向的流速在水深 100 公尺以下開始 呈現負值，上下流向相反的流場產生強的剪切與 VMP-250 量到的高 shear 值集 中發生在水深95 - 110 公尺一致，也反映在
的垂直變化上。圖 2-8 紫線為 MicroRider data 其中一段（10 秒資料）溫度垂直梯度能譜，綠線 則是Kraichnan’s scalar 能譜。紅色三角形表示最大積分波數的位置。
21
圖 2-9 MicroRider 在 P2 站量測到的（a）溫度垂直剖面,（b）溫度垂直梯度 dT/dz, 以及（c）溫度耗散率（dissipation rate of thermal variance,
）。22
圖 2-10 藍線為垂直剪切能譜，黑色線為 Nasmyth 經驗能譜。紅色三角形表示最 大積分波數的位置。
23
圖 2-11 VMP-250 在 G2 站量測到的（a）溫度、鹽度垂直剖面,（b） shear 垂直 剖面,（c） 下放時的流速剖面（LADCP）,（d） TKE 耗散（
）。24
第3章 水文特性與流場結構
第3-1節 水文特性－PHC
本研究在澎湖水道內共有7 次的觀測資料，利用 CTD/LADCP 和紊流儀進行 重複的時序觀測，提供了不同潮時的水文、流速和紊流剖面特性。P2（OR3-1887）
在9 月觀測期間 CTD 量測到的溫度、鹽度、密度和平方浮力頻率時間序列如圖 3-1 所示。實驗期間 BBL 均存在溫度、鹽度和密度均勻混合的特徵，等溫線和等 密度線存在半日潮週期振盪但不明顯，而較冷較重（密度較大）的水層在漲潮（北 流）期間從底部往上延伸10 - 20 公尺。幾次的澎湖水道觀察結果，P1（OR3-1560, 9 月）和 P2（OR3-1887, 9 月）中所觀察到的水文特性均為分層穩定，偏向於台 灣海峽夏季的水文特徵。P2（OR3-1923, 4 月）的觀測期間（圖 3-2），觀測到的 水溫與9 月兩次觀測結果相比，最高水溫低 C2 ，水團分層也比較微弱，而鹽度 的差異並不大，介於34.4 ~ 34.8 PSU。4 月和 9 月的觀測期間 BBL 的平均浮力頻 率平方（N2）大約是10－５至10－４ s－２，水層分層在水深20 - 60 公尺是較穩定約 為10－３ s－２。OR3-1586（P2, 3 月）航次觀測到的最低水溫（圖 3-3）又比上述 4 月所觀測到的值低約1~ 2C，t 和浮力頻率也明顯反映出觀測期間從水面至 30 公尺深以及 70 公尺水深至海底的分層都很弱，凸顯出明顯的季節性水團分層 特徵，夏季的時候分層較強，冬季時候分層較弱。溫鹽圖（T-S 圖, 圖 3-4）說明 9 月期間 50 公尺深度和底部之間的密度差異大於 2 kg m－３，而3－4 月份的密度 差異大約為1 kg m－３。因此PHC 的水層結構在 9 月會呈現強烈的分層，而在 3- 4 月則是顯示較弱的分層。我們加入典型的南海和黑潮（Chen and Wang, 2006）
溫鹽特徵與PHC 內的水團特性做比較，結果顯示 PHC 的水團性質在 2015 - 2016 年兩次的觀測期間是比較接近黑潮水質，這個觀測結果與2011 - 2012 年所觀測 到的結果不一致。在2011 - 2012 年的觀測中，T-S 圖（圖 3-5）顯示出的水團性
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質是較偏似南海水，這代表在2015 - 2016 的觀測期間，黑潮支流可能曾經入侵 至南海北部，因此有著不同的水團性質。圖3-6 顯示 4 次的觀測時間衛星觀測到 的流場資料（AVISO），其中在 2016 年 4 月，黑潮支流入侵至南海北端後在台灣 西南海域形成套流，而2015 年 9 月則是有部分黑潮支流入侵至 PHC 南端，這兩 個特徵都說明黑潮支流水曾經在 PHC 南端堆積藉由潮流將此高溫高鹽水帶入 PHC 內；2011 與 2012 年兩次的觀測，黑潮支流並未入侵南海北端，因此 PHC 內 主要以相對較低溫低鹽的南海水為主。
進一步表示 BBL 內的水文變化，我們區分不同潮汐階段的密度剖面說明。
圖3-7 為 P2（OR3-1586, 3 月） CTD/LADCP 量到的水文資料，我們擷取一個潮 汐周期的資料來說明BBL 內的水文變化，圖 3-7a 顯示了從第 75.9 到第 76.3 天 的一個時間段（同圖3-3, t圖虛線），從LADCP 得出的水平流速（從 60 公尺 深度到底部的平均深度）的時間變化。圖 3-7b 中示出了對應於 4 個代表性潮汐 階段（由數字1,2,3 和 4 表示）的分佈圖。在退潮階段，速度達到其最小值（圖 3-6 中時間 4 的北向速度為 0.1 m s－１）時，BBL 內的水層是均勻混合狀態，同時 有著平均較大的密度。隨著漲潮階段流速逐漸增大到正值，密度會逐漸變小，在 BBL 中會出現明顯的密度翻轉（overturn），這說明著 BBL 的紊流增強和破壞原 本溫度的垂直結構，而這層紊流層密度翻轉的尺度從底部延伸至 65 公尺深。圖 3-7c 顯示了在潮汐階段 2 的最大流速期間，原始觀測密度剖面和重新排列的密度 剖面（隨著深度的增加密度增加）。Thorpe（2005）提供翻轉尺度的估計，是由原 始密度剖面和重排的密度剖面移動後的垂直距離。由此剖面資料可以明確地看到 在65 公尺和 75 公尺之間中發現了較大的密度垂直位移，比起原本均勻混合（時 間1）的尺度還要厚。這個觀察結果類似於蒙特利峽谷的研究結果（Kunze, et al., 2012），紊流層（turbulence layer）比混合層厚，說明底部邊界層混合對紊流浮力 通量的重要性。在分層強的期間，如圖3-8 從 P2（OR3-1887, 9 月）CTD/SADCP 量到的水文資料中擷取一個潮汐周期的時間來表示，圖3-8a 顯示了從第 266.4 到
26
第 267 天的 SADCP 垂直平均流速資料。圖 3-8b 中示出了對應於 4 個代表性潮 汐階段（由數字1,2,3 和 4 表示）的分佈圖。底部均勻混合的水層厚度會受到流 速的強弱而改變，在漲潮期間會隨著流速增強而增加分層，在流速最大的時候平 均密度最小（時間2），隨著流速減弱，底層又恢復均勻混合的狀態，換句話說則 是流速增強後會破壞原本均勻混合的狀態產生層化。這個結果與OR3-1586 航次 3 月的觀測有所不同，在強的分層下紊流的發展會被抑制。本文所討論的 BBL 所 指的是較厚紊流層。
2017 年我們嘗試施放錨碇串來收集流速以及溫度資料，並配合 VMP-250 的 佈放針對PHC 底邊界的紊流更近一步的實驗。圖 3-9a 為錨碇串上流速資料、溫 度資料，潮位是使用東石港的潮位資料。在漲潮的時候 ADCP 的傾斜角均大於 23 度，垂直位移可以從水深 60 公尺（退潮時段）到水深 80 公尺（漲潮時段），
相差 20 公尺的深度，因此流速資料在這個研究我們並未使用。受到錨碇串傾斜 角過大的因素，我們取錨碇串最下方的兩顆TP 的溫度資料，垂直差距最小，預 定佈置水深為109（tp8464）和 110（tp8756）公尺，再配合潮位資料試圖找出其 關係變化（圖 3-9b）。發現在底部水深 110 公尺的時間序列的溫度差有著 M4週 期變化（圖3-10），在漲、退潮時候會都先升溫再降溫，最大的差異是在漲潮時
（北流）的溫度差較大，最大相差 C1 ，退潮時只平均相差0.1C。由於退潮時 的差異太小，因此船測資料並沒有觀測到此現象，不論在漲潮（北流）或是退潮
（南流），溫度都會在流速最大的時候開始呈現降溫。
