地形與流場對海洋紊流混合的效應

國立中山大學海下科技暨應用海洋物理研究所 碩士論文

Institute of Applied Marine Physics and Undersea Technology National Sun Yat-sen University

Master Thesis

地形與流場對海洋紊流混合的效應

Effects of bottom topography and flows on oceanic turbulent mixing

研究生：郭文瑜 撰 Wen-Yu Kuo

指導教授：曾若玄博士 Dr.Ruo-Shan Tseng 中華民國 101 年 1 月

國 立 中 山 大 學 海 下 科 技 暨 應 用 海 洋 物 理 研 究 所 碩 士 論 文

地 形 與 流 場 對 海 洋 紊 流 混 合 的 效 應 研 究 生

： 郭 文

瑜

學 年 度 100

0

國立中山大學海下科技暨應用海洋物理研究所 碩士論文

Institute of Applied Marine Physics and Undersea Technology National Sun Yat-sen University

Master Thesis

地形與流場對海洋紊流混合的效應

Effects of bottom topography and flows on oceanic turbulent mixing

研究生：郭文瑜 撰 Wen-Yu Kuo

指導教授：曾若玄博士

Dr.Ruo-Shan Tseng

中華民國 101 年 1 月

i

謝誌

在研究所生涯裡，首先要感謝的是我的指導教授曾若玄老師，老師踏實與自 由的指導風格讓我在學業上學習了解決問題的能力和方法，在生活上也讓我體驗 各種不同的工作，小從行政上的跑公文、每個月到外國船丟浮球、大到實驗室參 與 2010 海洋年會的主辦工作與 2011 年暑假到中國大陸的旅遊活動都讓我的碩班 生活多采多姿。也要感謝師母在生活上的細心照護，總是怕我們餓到，貼心的常 常帶了許多水果點心或在寒冷的冬天為我們煮上一碗熱湯，溫暖大家的身心。

感謝中山大學王玉懷教授、李逸環博士與海軍官校楊穎堅教授在口詴時給予 指正和寶貴意見。感謝學長張育嘉和我討論佛法、沈勇廷開車載我們飆杉林溪、

蘇蜂鈞指導了我一年的衛星、邵煥傑、廖允強、高郁峰用心良苦的讓我了解十賭 九輸、梁家睿的論文銜接指導、張永昇陪我喝吳記水餃酸辣湯。感謝同窗林展加、

林俊宏幫忙碩一早課的點名，學弟汪建君，劉冠成幫忙買便當跑公文，邱文佐接 替我的論文題目與出海任務等，不管是在學業或生活上的協助和陪伴，使我的人 生增添不少樂趣。

最後要感謝的是我的家人，你們的支持讓我面臨挫折時，能夠克服和走出低 潮。謝謝大家。

ii

摘 要

本研究分別在澎湖水道、沿南海 21°N 及黑潮流域利用 CTD/LADCP/

MicroRider 觀測紊流混合特性，分析方法是以 Thorpe overturn 為主，並且輔以 直接量測紊流微結構以及剪切和應變的參數法推算。

研究結果顯示，此三個不同的海域均有其特殊的紊流特性與動力機制。澎湖 水道由於具北窄南寬的喇叭狀地形與強勁的半日潮流特性，底床產生的紊流混合 分布由水道南方入口至水道北方尾端混合逐漸增強，其紊流擴散係數在水道最窄 處達到最大值。由 40 小時的長時間定點下放觀測結果得知，其底層混合係數與 潮位呈現正相關的相互消長現象，此擾動會從海底往上傳遞並漸減。

黑潮流域分成三個區域來討論，第一為帶有強勁洋流動力的黑潮主軸區、第 二為上層流場不穩定位在台灣東南近岸的黑潮鋒面區、第三則為中上層流場不穩 定的蘭嶼尾流區。在黑潮主軸流速大於 0.8m/s 的區域中，水團混合現象反而較 其他流速較小的非主軸區小，在黑潮鋒面區則可以在上層 100 m 內發現到以往只 出現在底層的混合強度。在蘭嶼尾流實驗中，在蘭嶼島後方意外遇到了短暫的渦 旋現象，本研究分別在渦漩存在及消失時各做了一次觀測下放，其觀測結果配合 三條橫跨黑潮的測線發現，在蘭嶼後方中上層水團較不穩定易發生混合。

沿著南海 21°N 橫跨呂宋海峽測線，此區域海底地形粗糙，變化劇烈，存在 海脊和海山等顯著地形，在此區域地形與內潮的條件配合下，內潮能量會在南海 與呂宋海峽底部消耗，此動力來源與地形造就了高達 2000 m 厚且紊流混合係數 達10⁻²m²s⁻¹的底部混合。另外本研究也發現呂宋海峽東西兩邊因地形高度差所 造成的底部混合厚度差異等現象。

關鍵字：紊流混合、參數化、紊流擴散係數、澎湖水道、黑潮

iii

Abstract

This study investigates the turbulent mixing characteristics of Peng-hu Channel, South China Sea along 21°N and the Kuroshio region by using CTD/LADCP and MicroRider. Dissipation rate of turbulent kinetic energy or thermal variances is estimated primarily by the Thorpe overturn method, and is compared with the microstructure turbulence from direct measurement as well as those estimated from the parameterization method based on shear and strain spectra.

Our results indicate that there are different turbulent characteristics and dynamic mechanisms at these three regions. Because of its funnel-shaped topography and strong semi-diurnal tides in the Peng-hu Channel, the turbulent mixing and eddy diffusivity reach a maximum value at the narrowest part of Peng-hu Channel near its sea bottom and show a clear tidal variation.

In the main stream of Kuroshio where the current speed is faster than 0.8 m/s, turbulent mixing is not particularly stronger than non-main stream zone. In the Kuroshio frontal zone between the Kuroshio and the coastal waters off east Taiwan coast, strong turbulent mixing in the surface layer can be detected. Island wake which is formed when Kuroshio runs into the Lan-yu Island is a transient feature. Strong mixing in the upper 100 m accompanied with upwelling and vortices were observed during one event.

The topography along the latitude of 21°N is rugged and rough in the Luzon Strait which consists of several ridges and seamounts. Due to its complicated topography and generation of strong semi-diurnal internal tides, eddy diffusivity as high as 10^-2m²s^-1 was measured in the bottom layer of the Luzon Strait.

Keywords: turbulent mixing, parameterization, eddy diffusivity, Peng-hu Channel, Kuroshio

iv

目 錄

章 次 頁 次

謝 誌……… i

中文摘要………ii

英文摘要………iii

目錄………iv

圖目錄………v

表目錄………viii

ㄧ、緒論 ………1

1.1 前言 ………1

1.2 研究動機 ………3

二、使用儀器與研究海域 ………6

2.1 CTD/ LADCP ………6

2.2 MicroRider………6

2.3 研究區域航次資料………7

三、資料分析方法………14

3.1 LADCP 與 CTD 數據處理………14

3.2 Thorpe scale method ……… 17

3.3 Parameterization ………18

3.4 MicroRider 數據處理………22

四、結果與討論………30

4.1 澎湖水道 ………30

4.2 黑潮流域 ………34

4.3 南海沿著緯度 21°N ………39

4.4 方法比較 ………42

五、結論與未來展望 ………78

參考文獻……… 81

v

圖目錄

圖 1-1(取自Garrett 2003)水層因外來因素的干擾而發生紊流混合從大尺度到小

尺度的一系列過程………5

圖 1-2 左圖為 VMP200(www.rocklandscientific.com)右圖為 TurboMap (www.ocean-net.info/instrumentacion ) ………5

圖 2-1 海研三號裝置於 rosette 上的 CTD / LADCP/MicroRider ………9

圖 2-2 MicroRider 儀器之實體圖 ………9

圖 2-3 原廠 MicroRider 所搭配的各種載具 (www.rocklandscientific.com) ………10

圖 2-4 澎湖水道 s1~s6 位置，s2 下放了 16 次， s1 s3 各 8 次 s4~s6 各 2 次 ………11

圖 2-5 OR3-1470 黑潮流域 測站位置 ………11

圖 2-6 OR3-1489 黑潮流域 測站位置 ………12

圖 2-7 OR3-1510 黑潮流域(黑潮鋒面)測站位置 ………12

圖 2-8 OR3-1544 黑潮流域(E11 為蘭嶼尾流處)測站位置 ………13

圖 2-9 沿著 21°N 南海測站 A 區為呂宋海峽以西 B 區為呂宋海峽以東………13

圖 3-1 LADCP 資料處理流程圖………24

圖 3-2 一般水層密度垂直剖面分布，藍色為實際觀測密度剖面，紅色為 密度由小到大重新排列後 ………25

圖 3-3 根據密度翻轉剖面與密度重排所求出的 Thorpe displacements …………25

圖 3-4 參數法中每一段的 U 方向及 V 方向，在經過各種處理後本研究使 用綠色線的剪切資料來做為計算剪切能譜的垂直剪切資料 ………26

圖 3-5 處理剪切資料調整:sin²的窗口，在頭尾處分 10%各做sin²衰減…………27

圖 3-6 利用垂直剖面剪切經過傅立葉轉換所求得的垂直剪切能譜 ………27

圖 3-7 利用垂直剖面應變經過傅立葉轉換所求得的應變譜密度， 藍線為 GM 理論應變譜，紅色為實際應變譜 ………28

圖 3-8 剪切密度譜ψ(k)(紅線)與Nasmyth(1970)理論谱(黑虛線) ………28

圖 3-9用 MicroRider 溫度探針所求出的溫度梯度譜密度紅線為 batchlor 理論譜，與藍線(實測)吻合度良好 ………29

圖 4-1.澎湖水道測站作業順序與時間，s2 測站重覆作業 16 次， s1 和 s3 重覆作業 8 次，s4、s5 和 s6 測站重覆作業 2 次。 …………43

圖 4-2.澎湖水道 s2 站 40 小時長時間 LADCP 流速 U 與流速 V。 ………44

圖 4-3.澎湖水道 s2 測站在不同深度 K1 及 M2 潮流橢圓圖。 ………45

圖 4-4 澎湖水道 s2 站 16 次下放之溫度、密度、鹽度。 ………46

圖 4-5 澎湖水道 s2 站 16 次下放之 Thorpe 位移。………46

圖 4-6 澎湖水道 s2 站 16 次下放的垂直紊流擴散係數(Thorpe K)， 虛線代表下放時間，色標為 K 的對數值(log¹⁰K)。………47

圖 4-7 澎湖水道 s2 站 16 次下放的垂直紊流擴散係數 (Thorpe K)及 LADCP 流速 V，K 和 V 的色標請分別參考圖 4-6 和 4-2 ………47

圖 4-8 上圖和下圖各為利用 Thorpe 方法與 MicroRider 於澎湖水道 S2 站後 10 次下放的垂直紊流擴散係數比較圖，虛線代表下放時間。 ………48

vi

圖 4-9 MicroRider 所測得之澎湖水道 s2 站的溫度梯度(dT/dz)、

溫度散率(Xt)與垂直紊流熱擴散係數(Kt) 。 ………49

圖 4-10.澎湖水道空間分布之 LADCP 背景流速 U 與背景流速 V。 ………50

圖 4-11 澎湖水道空間分布之 LADCP 斜壓流速 U 與斜壓流速 V。 ………51

圖 4-12 澎湖水道空間分布之密度與浮力頻率。………52

圖 4-13 澎湖水道空間分布之垂直紊流擴散係數(Thorpe K) 。………53

圖 4-14 澎湖水道空間分布之垂直熱擴散係數(MicroRider K) 。………53

圖 4-15 OR3-1470 沿著緯度 22.2 度黑潮流域之 LADCP 背景流速 U 與背景流速 V。 ………54

圖 4-16 OR3- 1470 沿著緯度 22.2 度黑潮流域之位密度與浮力頻率。…………55

圖 4-17 OR3- 1470 沿著緯度 22.2 度 黑潮流域測線之垂直紊流擴散係數。 …56 圖 4-18 OR3-1489 沿著緯度 22.2 度黑潮流域之 LADCP 背景流速 U 與背景流速 V。………57

圖 4-19 OR3-1489 沿著緯度 22.2 度黑潮流域之位密度與浮力頻率。 …………58

圖 4-20 OR3-1489 沿著緯度 22.2 度黑潮流域測線之垂直紊流擴散係數。 ……59

圖 4-21 OR3-1510 黑潮鋒面區 s1 到 s6 站 LADCP 流速 U。 ………60

圖 4-22 OR3-1510 黑潮鋒面區 s1 到 s6 站之 LADCP 流速 V。 ………60

圖 4-23 OR3-1510 OR3-1510 黑潮鋒面區 s1 到 s6 站下放的 Thorpe 位移。 …61 圖 4-24 OR3-1510 黑潮鋒面區 s1 測站第五次下放之 鹽度、溫度、密度、浮力頻率。………61

圖 4-25 OR3-1510 黑潮鋒面區 s1 測站第五次下放之 Thorpe 位移、垂直紊流擴散係數(Thorpe K)、流速 U、流速 V。 ……62

圖 4-26 航次 1510 黑潮鋒面區 S1 測站 30 小時之垂直紊流擴散係數 (Thorpe K) 。………62

圖 4-27 OR3-1544 第一條黑潮流域測線之 LADCP 背景流速 U 與背景流速 V……63

圖 4-28 OR3-1544 第二條黑潮流域測線之 LADCP 背景流速 U 與背景流速 V……64

圖 4-29 OR3-1544 第三條黑潮流域測線之 LADCP 背景流速 U 與背景流速 V……65

圖 4-30 OR3-1544 第一條黑潮流域測線之位密度與浮力頻率。………66

圖 4-31 OR3-1544 第二條黑潮流域測線之位密度與浮力頻率。………67

圖 4-32 OR3-1544 第三條黑潮流域測線之位密度與浮力頻率。 ………68

圖 4-33 OR3-1544 第一條黑潮流域測線垂直紊流擴散係數(Thorpe 方法)。 …69 圖 4-34 OR3-1544 第一條黑潮流域測線之垂直熱擴散係數(MicroRider) ……69

圖 4-35 OR3-1544 第一條黑潮流域測線之垂直紊流擴散係數 (Parameterization)。 ………70

圖 4-36 OR3-1544 第二條黑潮流域測線之垂直紊流擴散係數(Thorpe 方法) …71 圖 4-37 OR3-1544 第二條黑潮流域測線之垂直熱擴散係數(MicroRider) ……71

圖 4-38 OR3-1544 第三條黑潮流域測線之垂直紊流擴散係數(Thorpe 方法) …72 圖 4-39 OR3-1544 第三條黑潮流域測線之垂直熱擴散係數(MicroRider) ……72

圖 4-40 OR3-1544 第三條黑潮流域測線之垂直紊流擴散係數 (Parameterization)。 ………73

vii

圖 4-41 OR3-1544 第二條黑潮測線蘭嶼後(蘭嶼尾流)E11 站密度、

鹽度與溫度紅線為第一次下放，海面上可看到 eddy，藍線為

第二次下放，eddy 已消失。………73 圖 4-42 OR3-1544 第二條黑潮流域測線 蘭嶼後方(蘭嶼尾流)E11 站

(MicroRider)所量測到之溫度梯度、 熱消散率與垂直熱 擴散係數。上圖為第一次下放，海表面存在 eddy，下圖為第

二次下放，海表面 eddy 消失。 ………74 圖 4-43 OR3-1544 第二條黑潮流域測線蘭嶼後方(蘭嶼尾流)E11 站

(Thorpe 方法) 所量測到之密度、Thorpe 位移、浮力頻率 與垂直紊流擴散係數。上圖為第一次下放，海表面存在 eddy，

下圖為第二次下放，海表面 eddy 消失。 ………75 圖 4-44 沿著 21°N 南海測站之位密度與浮力頻率。 ………76 圖 4-45 沿著 21°N 南海測站之垂直紊流擴散係數，

對應下圖 A、B 區。 ………77 圖 4-46 沿著 21°N 南海測站之垂直紊流擴散係數

-??(Tian et al., 2009)????????????????????77

viii

表目錄

表 2-1航次資料地點、日期、研究特點與使用儀器。………8

表 3-1 LDEO 軟體 m 檔功能說明………15

表 3-2 CTD 轉檔軟體指令說明 ………16

表 4-1 100 年 9 月澎湖馬公港潮位之調和分析………45

1

第一章 緒論

1.1 前言

當海洋中水層流體的雷諾數(慣性力與黏滯係數比)超過臨界雷諾數時，慣性 力將會克服黏滯力的束縛而打破密度結構使水團跨越等密面產生紊流混合

（diapycnal mixing），此過程會改變水團特性，熱能和物質在混合過程中相互傳 遞與交換。

在垂直尺度上，最常見的紊流混合成因就是上下水層流速度不一而產生的垂 直剪切(vertical shear)，會造成此現象的動力機制一般除了表層風場與底部地形 摩擦外，內波的傳輸不穩定也是紊流混合重要的動力來源。

當正壓潮流與海底的顯著地形相互作用，便會生成內潮（internal tide），此 時會造成水層短暫的水平流(特徵長度約為 10 m)，藉由此水平流造成的垂向剪 切而出現水層不穩定的海水的翻轉(特徵長度約為 1 m)再產生紊流混合(特徵長 度約為 1 cm)，此過程中可看出，能量是如何從大尺度傳遞到小尺度(圖 1-1)。

總而言之，各區域的環境差異將使各地水層混合結構呈現各種不同的樣貌。

現今物理海洋學家認為，要維持現今大洋溫鹽環流的強度，至少需要太平洋 平均混合強度為10⁻⁴m²s⁻¹ ，而 Gregg,(1989)的外海觀測實驗結果卻發現在大 部分海域的背景混合強度只有10⁻⁵m²s⁻¹ ，並無法支撐現今之大洋環流強度，

這表示大洋內部必頇存在少數的強烈混合區，以支撐現今大洋環流的正常運作。

目前的研究中，已陸續發現有許多混合的高值區，其混合強度為大洋背景的

2

100-1000 倍，這些區域主要分布在海脊、峽谷或海盆水道處(Polzin ,et al

1996;Kunze et al., 2006)，如在峽谷環境中 Kunze et al.,(2002)在美國加州的蒙特利 海底峽谷(Monterey Submarine Canyon)做了許多的研究，並證實峽谷中的半日潮 週期內波所支配的峽谷流場與地形的交互作用是混合擴散主要的動力來源。

Kunze et al.,(2006)利用 World Ocean Circulation Experiment 資料庫裡中取 出共 3500 筆下放式都普勒剖面儀(Lowered ADCP)的流速剖面與溫鹽儀(CTD)的 水文剖面資料，使用參數法(Parameterization)的間接方式對世界各大洋剪切能 譜(shear spectrum)及應變能譜(strain spectrum)作了許多分析，發現了紊流混合強 度會隨著地域環境及緯度變化而有所改變，在赤道附近有較弱的擴散係數 (3 × 10⁻³m²s⁻¹)，而在高緯度地區 50⁰-70⁰ 之間的擴散係數則較強(0.5 ×

10⁻⁴m²s⁻¹ )。在深度變化上，則發現底層的擴散係數強度約為表層至 3000 m 之

間的 2.5 倍。由此可知，地形對紊流擴散有很大的影響，往往在海脊、海底山、

海底峽谷或水道等崎嶇地區所測得之混合強度會大於深海背景平均值

(10⁻⁵m²s⁻¹)。另外，紊流擴散也對海洋底層營養鹽的抬升相當重要，Park et

al.(2008)先利用衛星影像在南大洋的 Kerguelen Plateau 發現此處海底高原附近 有藻華現象(algal bloom)，因在藻華中心重複下放 LADCP 與 CTD，利用此處的水 文剖面資料計算垂直渦流擴散係數，結果發現此處因表面潮流與地形的作用下，

在水深 80 m 處會產生半日潮週期的非線性內潮，在斜溫層之混合強烈，由此可 知營養鹽藉由強烈的混合抬升至海面而產生藻華現象。

3

在目前的紊流混合量測方法上，為了量化海洋中水團的紊流大小，常利用不 同的物理量來計算水團能量消散率，大致可分成間接測量及直接測量兩種。間接 測量當中，有利用 CTD 的密度資料，推算水團翻轉程度所計算的消散律(Thorpe

method)，又有使用 LADCP 所測得的垂直流速，進而推算出的垂直剪切能譜所計 算的消散率(參數法Parameterization)。

直接量測方面，目前則普遍使用 VMP 或 TurboMAP(圖 1-2)等儀器以自由落 體的方式下放，以確保儀器不會受到外力的干擾，這類儀器每次下放都可獲得渦 動能消散率、電導率和溫度等物理量。利用儀器上的探針能直接量測出垂直剖面 上的剪切及溫度梯度，並去計算其剪切能譜及溫度梯度譜，最後再各自與其半經 驗理論譜(Nasmyth & Bachelor)進行擬合進而計算出各深度的能量消散率(詳細 步驟見 3.3)。

1.2 研究動機

目前台灣在海洋紊流研究探測相較於國外尚屬於起步階段，國內在台灣附近 海域的探測研究方面，Lee et al.(2009)台灣西南的高屏海底峽谷利用(Thorpe

Method)觀測，發現高屏峽谷在底層與中層皆有超過 10 m 的紊流翻轉，比起大 洋平均值大上好幾倍，主因為高屏海底峽谷中往復強勁的潮流與複雜的地形交互 作用，能量由峽谷谷口沿著峽谷中心軸往谷頭傳遞。

近年來美方多位科學家與我國海洋學界合作研究南海內波及其擾動特性，

4

Yang et al(2009)在中國南海北部陸棚放置了搭載溫度儀與海流儀的 mooring，發 現南海主要為第二斜壓模式孤立內波，溫躍層在夏季較淺冬季較深，而夏季主溫 躍層位於大陸波 350 m 等深線附近，此處第一斜壓模較冬季來的活躍。

梁,(2010)分別在夏季及冬季於高屏海底峽谷出海口定點，利用 Thorpe Method 與 Parameterization 量測了當地的峽谷的長時間紊流混合變化，結果發 現當地底層混合強度與當地潮位變化相關的週期性變化。

為了增加其紊流探測的量測準確度與地點多樣性，本研究於在澎湖水道、黑 潮流域及沿南海 21°N 三個不同動力機制的地點中量測其紊流混合的時空變化。

在探測儀器上，增加了 MicroRider 紊流儀以增加探測的準確度。另外，本研究 也改進了 Parameterization 的演算方法以及增加紊流長時間變化的觀測，希望 能對台灣附近各不同區域的水團混合特性做更深入的探討研究。

5

圖 1-1(取自Garrett 2003)水層因外來因素的干擾而發生紊流混合從大尺度到小 尺度的一系列過程

圖 1-2 左圖為 VMP200(http://www.rocklandscientific.com) 右圖為 TurboMap (http://www.ocean-net.info/instrumentacion )

6

第二章 使用儀器與研究區域航次資料

2.1 CTD/LADCP

本研究使用兩台由美國Teledyne/RDI公司生產的LADCP(300 kHz,耐壓6000

m ADCP)都普勒聲波式剖流儀，固定在海研三號或海研一號的CTD rosette上面，

CTD為美國SeaBird公司生產的SBE-9，兩台LADCP音鼓分別為朝上及朝下發送音

波(圖2-1)，ping發射的頻率設定成每秒一次，共20個bin，每個bin的設定以10 m 為主，有些航次的bin則設為6 m或8 m。在下放過程中，若有下放至離海底80 m 內，則在海底停留2分鐘以取得Bottom track 的資料，以得到較佳的資料品質。

另外，下放前需注意電壓要維持在37V以上，下放速度不可超過1.0 m/s，並且纜 繩與豎直方向的夾角應控制在10度內為佳，若超過10度需馬上調整船身位置。

2.2 MicroRider 介紹

本研究使用的紊流量測儀為 MicroRider-1000-6，該儀器為加拿大 Rockland

Scientific Inc 所製造（圖 2-2）。此為自記式儀器，最大下放深度為 1000 公尺，

取樣頻率最高為 512 HZ，此儀器使用方式設計成可掛載至各種載具以對應各種

量測環境的需求，現今常用的載具有 glider、AUV、SeaSoar 等(圖 2-3)，以等速

度穩定的通過水體，由於本儀器是以高頻測量微尺度(microstructure)公分級的水

層擾動，故這些載具除了負責供電外，最重要的功用是能夠確保下放時的移動穩

定性，使儀器不受到外力的干擾進而影響到資料的品質，以量測出良好的水層垂

7

直剪切及垂直溫度梯度，但上述載具礙於使用的方便性及海洋探測區域的環境因 素，往往無法普遍性的下放在各海洋環境，故本研究所使用的 MicroRider 則裝 置於 rosette 上，與 LADCP 及 CTD 一起下放，並由 CTD 負責供電。

該儀器上備置有 SPM-38-1 剪力探針、FP07-38-1 溫度探針以及 SBE7-38 導電

度探針，探針皆裝置於儀器前端。此外儀器內置三軸加速度計、壓力感應器以及

運動姿態儀用以感應深度與紀錄儀器本身在水中的旋轉及搖晃程度，此加速度計

常用於判斷資料品質以及頻譜的可信度。數據採集的工作是由儀器內一個計算機

模組(CF2 Persistor)所控制，資料儲存於儀器內裝的記憶卡(4~16 GB)中，儀器

內備有電池供應資料儲存。

2.3 航次測站

本研究一共完成了六個航次的探測工作，其中海研三號的 1470、1489，1510

和 1544 航次均位於台灣東南外海，橫切過黑潮，因此統稱為黑潮流域。海研一

號的 973 航次則是沿著21°N 經過南海北部與西菲律賓海，海研三號的 1560 航次 則是集中於澎湖水道，(表 2-1)為本文所使用的資料航次，(圖 2-4)為澎湖水道 測站位置圖，(圖 2-5、2-6、2-7 及圖 2-8)各別為黑潮流域航次 1470、1489、1510 及 1544 之測站位置圖，其詳細探測方式與站點觀測順序將會在第四章各地點的 結果與討論前詳細說明。

8

表 2-1航次資料地點、日期、研究特點與使用儀器。

地點 航次代號 日期 海況 特點 使用儀器

黑潮流域 OR3-1470 2010/6/20~25 尚可 橫跨黑潮主軸 區

CTD/LADCP

OR3-1489 2010/9/24~28 尚可 橫跨黑潮主軸 區

CTD/LADCP

OR3-1510 2010/12/28-31 不佳 黑潮鋒面區，表 層流速不穩定

CTD/LADCP

OR3-1544 2011/6/14~17 尚可 蘭嶼前後橫跨 黑潮測線，及蘭 嶼尾流區 eddy

CTD/LADCP MicroRider

沿南海 21°N

OR1-973 2011/8/19~28 良好 臨界地形造成 的底部混合

CTD/LADCP

澎湖水道 OR3-1560 2011/9/13~15 良好 水道地形與潮 汐影響

CTD/LADCP MicroRider

9

圖 2-1海研三號裝置於 rosette 上的 CTD/LADCP/MicroRider

圖 2-2 MicroRider 儀器之實體圖

10

圖 2-3 原廠 MicroRider 所搭配的各種載具

(http://www.rocklandscienti fic.com)

11

澎湖水道:

圖 2-4 澎湖水道測站 s1~s6 位置，s2 站下放了 16 次，s1 s3 各 8 次 s4~s6 各 2 次

黑潮流域:

圖 2-5 航次 1470 黑潮流域 測站位置

12

圖 2-6 航次 1489 黑潮流域 測站位置

圖 2-7 航次 1510 黑潮流域(黑潮鋒面)測站位置

13

圖 2-8 航次 1544 黑潮流域(E11 為蘭嶼尾流處)測站位置

圖 2-9 航次 973 沿著 21°N 南海測站位置，A 區為呂宋海峽以西 B 區為呂宋海峽 以東。

14

第三章 資料分析方法

3.1 LADCP 與 CTD 數據處理

LADCP 處理步驟:

美國哥倫比亞大學以 Matlab 語言並以 Visbeck(2002)所提出的理論作為根 據發展出一套處理 LADCP 海流資料的軟體，名為 LDEO (Lamont-Doherty Earth

Observatory) (http://www.ldeo.columbia.edu/)，它的分析架構是以 bottom track 和 inverse method 寫成 Matlab 程式，處理過程中為了得到較好的海流剖面 絕對流速，還需加入 GPS、CTD 和 Sb-ADCP 的資料(圖 3-1)來調整獲得更好 的資料品質，其中 GPS 需先將所有檔案合併成一筆資料(.col)，CTD 資料頇依照

LADCP 之時間調整一致，否則常會與 LADCP 時間相差八小時，CTD 的轉檔 2011 年開始以後的資料都頇改以 SBE Data Processing 新版軟體運行轉檔，一般計算 紊流所使用的 CTD 資料會平均成１m 一筆的資料來用，而 sb-ADCP 則可利用

WinADCP 軟體，選擇長時間平均或短時間平均的資料，若深度許可，則可選擇 bottomtrack 模式反之則使用 Navigation 模式，運行轉檔。

另外 LDEO software 的 Matlab 程式在運行之前，需要先產生一個包含許多 基本參數的 set_cast_params.m 檔案，並在 Matlab 的 command window 內執行

process_cast，並編寫一個 set_cast_params.m，以設置程式運行時所需的一些基本 參數，另外在執行前必頇先對 LDEO 軟體內的許多 m 檔做調整，(表 3-1)為常 用的 m 檔功能說明。

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表 3-1 LDEO 軟體 m 檔功能說明

Loadrdi 讀取 LADCP 原始數據

Loadnav 讀取 GPS 數據

Loadctd 讀取 CTD 的原始數據，時間調整

Loadsadcp 讀取 sadcp 的原始數據

Default 內含大量參數設定，如時間格式、下放

儀器數目，設定錯誤會影響資料正確 性。

Prepinv 對讀取的所有 LADCP 資料進行垂向

平均，再儲存到矩陣中;

Getbtrack 若下放深度有到底時，會檢查儀器是否

做了底層追蹤

Loadctdprof 讀取處理過的 CTD 資料，用來計算聲速 和浮力頻率;

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CTD數據處理:

CTD直接測量的物理量為電導率、溫度和壓力，分別由三個探頭對它們進行 測量。利用原廠提供的SBEWin32軟體來對原始資料進行處理，(表3-2)為軟體常 見的主要功能:

表 3-2 CTD 轉檔軟體指令說明

步驟 功能

Data Conversion 把原始資料的二進位格式(.hex or .dat file)轉換為 ASCII形式，並 存成副檔名為.cnv的檔案

Bin Average 對資料進行平均，可選擇以壓力或深度

等參數為基準做出不同的間隔的平均

Buoyancy 由原始資料計算浮力頻率

Filter 對原始數據做Low-pass filter 過濾 平滑

ASCII In/ASCII Out 可對輸入輸出檔案的表頭編輯資料或 加入資訊等有用訊息

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3.2 Thorpe scale 方法

Thorpe scale 是一種在穩定分層流場中的紊流翻轉(Thorpe, 1977)的垂直長 度尺度，因海洋水層在穩定分層中位密度剖面的結構必定是由小排到大，因此我 們可以利用實際觀測的垂直位密度剖面ρ(z)依小到大重新排序至海底，實際觀 測的ρ(z)與重排後的ρ(z)放在一起比對(圖3-2藍線:實際量測 紅線:重排)，

可發現在某些深度會發生密度不一致的情形，可將其視為紊流擾動的結果 (Dillon, 1982; Park et al., 2008)????

Zm 定義為 Thorpe 位移(Thorpe displacement)，其中 Zn 為在同位密度下所對應 的原始資料深度、Zm 為在同位密度下所對應的重排資料深度，向上位移為正，

反之為負(圖 3-3)，通常位移一段表示為一個位密度翻轉事件，每一段的翻轉則 定義為每一段連接著的位移，當中的每一段前後皆為零，分開的話則視為下一段，

均方根，代表每一個翻轉事件的平均值(Dillon, 1982)。而垂直紊流擴散係數的 公式為K_Z = ^Γε_N2 其中ε是渦動能消散率，Γ為混合效率一般海洋環境為 0.2 (Osborn, 1980)，N = ^{−g ∂ρ}

ρ∂z為浮力頻率(Brunt-Väisälä frequency)。

接著利用 Ozmidov length scale 的公式 (Ozmidov, 1965) 和經驗公式

L0

L_t = 0.8(Dillon,1982)可將 Kz 的公式改寫如下(Park et al., 2008) Kz = 0.128Lt²N，Thorpe scale LT 為每一段翻轉各自的均方根(root mean

square)；再將 LT 與浮力頻率 N 帶入 Kz 公式，即可計算垂直紊流擴散係數 Kz。

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3.3 參數化法

為驗證先前使用 Thorpe scale 分析方法所計算出的垂直紊流擴散係數，本 研究詴著使用另一個間接的演算法，即應用流速剪切剖面的垂直波數能譜法，此 方法主要是對渦動能消散率ε利用各種物理量將其參數化，應用內波的流切與相 對的 GM 能譜(Garrett & Munk, 1975)，依據的就是非線性內波中，波與波之間 相互影響的理論(nonlinear internal wave/wave interaction)，從內波流場中 向下的動能傳送率到紊流的產生，詳細介紹如下。

理論發展:

海洋學家利用過去大量的實際觀測資料加上研究理論的配合，提出了半經驗 半理論的參數化公式，Gregg,(1989)藉由垂直流速剪切實驗提出了消散率與浮力 頻率在剪切譜內的參數化公式

ε_G89 = 7 × 10⁻¹⁰< N² >

N₀ ²

< S₁₀⁴ >

S_GM⁴ 後來又發展出 Gregg-Henyey 的結合模型

ε_GH

=

GM4 ><^N_N²

02>

其中S_GM⁴ = 1.66 × 10⁻¹⁰(^N_N²

02)²。

Polzin(1995) 加入拉伸座標提出了參數化公式

ε_λ= 7 × 10⁻¹⁰< N² >

N₀²

< λ² >² (λ_GM² )²

其中分母λGM，是 GM 理論谱的理論值、λ= ^∂η_∂z ，η是等密度面垂直位移，此參 數化公式，改善了測量內波時早期模型結果會與實際測量有較大差異的問題。

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繼 Polzin(1995)之後 Gregg 為了解決 Polzin 模型無法解釋大尺度內波破碎過程 中紊流混合的問題，而提出了含有四個變數分別為剪切、拉伸、浮力頻率、緯度 變化的參數化公式，其公式為

ε= ε₃₀^0○ N, ∅_shear m , ∅strain (m)) × L θ, N ， L(θ, N) = ^{f cos h−1(N f )}

f₃₀₀cos h⁻¹(N⁰ f_30°) ε₃₀^0○ =2.5*10^-5(W/kg)

Kc 是滿足 ∅_k^kc _shear^observed m dm = 0.661N²

0 的截止波數，K₀是要分析數據的倒數，

Kunze et al.(2006)再對上述公式的模型參數進行整理變形，以便於計算，其公式 如下:

K = K₀ ^<Vz2>2

GM<𝑉z2>2h₁ R_ω j _N^f ………(A)

K = K₀ ^<ζz2>

GM^<ζz2>h₂ R_ω j _N^f ………(B)

以下為上面所需參數

h₁ R_ω = 3 R_ω+ 1 2 2Rω Rω−1

j (f N) = farc cos h N f f₃₀^° arc cos h N f₃₀^°

R_ω == < V_z² >

N² < ζ_z² >

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h₂ R_ω = ^Rω(Rω+1)

6 2 Rω−1，K₀ = 0.057 × 10⁻⁴，Vz 是垂直流速剪切變異 當 N>Nerr(K₀ = 0.057 × 10⁻⁴)使用第(A)式，反之使用第(B)式

剪切譜及應變譜實際計算

一:剪切能譜(shear spectrum)計算步驟

(1)由底開始朝上每 320 m 為一段，重疊 160 m，分別計算出該段 10 m 解析度的 U V 剪切剖面(圖 3-4)，並對其原始剖面進行線性回歸後，以原始數據減去回 歸值得到新的剪切剖面。

(2)為了使剪切剖面帶入頻譜分析時有較好的數據品質，我們再對剪切數據做一 個sin²的窗口轉換(圖 3-5)，以讓每段的數據有較好的連接性。

(3)對每段的 U V 方向剪切進行傅立葉轉換，可以得到 U V 方向經過 FFT 後的實 部與虛部，再帶入剪切譜公式以計算剪切譜(圖 3-6)

S V_z k_z = U_r² k_z + U_i² k_z + V_r² k_z + V_r² k_z S_correc 其中S_correc = ¹

sin C¹⁰(^8m

λz) sin C²(^{10 m}

λz )為修正譜，可用來修正剪切譜因在做數據處 理時產生的誤差(Polzin et al., 2002)。

(4)對剪切譜進行積分< V_z² >= _{min k}^{max kz}S[V_z](k_z)dk_z

z 其中積分下限為 320 m 的波長，

高頻部分由於易受到儀器振動干擾影響，故積分上限則頇觀察剪切譜的資料 品質狀況而定，約在 90~50 m 對應的波長左右。

(5)對 GM 理論譜作積分

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GM 理論譜公式為^GM<V z2>

N ² =^3πE₂^{0bj∗ kz2}

kz+k_z∗ ²dk_z

max k_z max k_z

(Gregg & Kunze, 1991) N² =_Z ¹

2−Z1 N_Z^Z2 2 z dz

1 ，

k_z^∗ = πj_∗N bN₀ ，j_∗ = 3，

b=1300 m，E₀ = 6.3 × 10⁻⁵，積分上下限同步驟(4)。

(6)帶入公式(A)計算剪切紊流擴散係數。

二:應變能譜(strain)計算步驟

(1)Polzin et al,(1995）認為應變可由浮力頻率或位溫來計算，公式寫成 ζ_z = ^N2_N ^−N₂ ²或ζ_z = ^θz_θ^{−θ z}

z ，其中N 是對原始浮力頻率做二次回歸得到對應變剖面 進行sin²窗口變換。

(2)對每段應變做傅立葉轉換，再將得到的實部與虛部帶入應變譜公式(圖 3-7) S ζ_z k_z =^{[Zr2(kz)+Zi2(kz)]}

sin c^{2 2m}_{λ z} 其中 ¹

sin c^{2 2m}_{λ z} 為修正函數。

(3)對應變譜積分，其上下限選擇為下限為 150 m 對應波長上限為 10 m 對應波長。

(4)計算應變理論 GM 譜的積分值 < ζ_z² >=^πE0₂^bj∗ _k ^kz2

z+k_z∗ ² max k_z

min kz

GM dk_z 。

(5)代入公式(B)計算紊流擴散係數。

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3.4 直接測量

渦動能消散率(Rate of loss of kinetic energy)

利用 MicroRider 上面裝置的 shear senser 壓電探針，我們可以直接测量到

高頻各深度水層流速剪切，但由於量測到的是隨時間變化的剪切^∂u

∂t，故需用到 Taylor frozen flow hypothesis，即加入儀器下放速度將時間變化的剪切轉變

為空間變化的垂向的流速剪切數據，其公式為^∂u

∂z

=

W

∂u

∂t，其中 W 是儀器下降速度。

根據流速剪切所求得的剪切密度譜ψ(k)(紅線)和相對應的 Nasmyth 理論谱(圖 3-8 黑虛線)。

渦動能消散率則根據下式求得：ε = 7.5v( ^∂u_∂z)²

= 7.5v φ k dk _k^k2

1

其中ν為黏滯係數，u 是水平流速。ψ(k)為每一段剖面的剪切譜(圖 3-8 紅線)，

在計算剪切譜時，一般使用的垂直解析度會根據所收集的下放資料量來決定，一

般常使用每 1m 到 5 m 做一次譜分析，本文則是每 2m 做一次剪切譜和溫度梯度譜，

積分下限為 1 cpm，積分上限則需要判斷未被遺棄污染的最大波數，現今有許多 關於積分上限判斷的方法與理論研究，大多是利用實際頻譜ψ(k)去擬合理論譜 (Nasmyth)，再找出實際測量的頻譜開始偏離理論譜時的上限位置做為積分上限，

紊流擴散係數則根據(Osborn, 1980)的公式k = 0.2_N^ε₂求得，0.2 為一般海洋值混

合係數，N 為浮力頻率。

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熱消散率(Rate of loss of temperature variance)

Osborn,(1972）提出在充分紊流混合的區域，熱擴散率與紊流混合率基本相 同，而 Dewey & Crawford,(1988)提出垂直尺度的紊流擴散率及通量能藉由渦動 能耗散率來表示。故本研究利用 MicroRider 溫度探針計算熱消散率並利用公式

Κ_ρ= ^Γε_N2（Osborn1980）以計算其紊流混合係數。

由 MicroRider 上面裝置的溫度壓電探針可以得到溫度的時間變化率，並推 算出出熱消散率χ_T其定義為 χ_T= 6D_T Ψ(k)dk₀^∞ ，其中Ψ(k)為溫度梯度譜 Dt 為分子熱擴散係數=1.39×10^-7 m²/s，由於所量測到的溫度梯度是隨時間變化的剪

切^∂T

∂t，故需用到 Taylor frozen flow hypothesis，即加入儀器下放速度將溫度 梯度的時間變化轉變為空間變化的垂向的溫度梯度即

溫度梯度=dT dz = 1

W

d(Temp) d(time) ,而熱擴散係數在 isotropic 情況下可以寫成

Κ_T = 0.5χ_T

< dT dZ>²

此時假設 Kt=Kp(Alford & Pinkel, 2000)並帶入紊流擴散係數公式; Κ_ρ =^Γε_N2 其中，N²是各深度的浮力頻率，根據(Osborn, 1980)選取混合係數為一般海洋

定值 0.2，而且假設流體充分的混合，處於完全紊流的狀態，則可以假定 KT=Kρ因 此就可以推算出渦動能消散率與熱消散率的相關式:

ϵ_χ = N²χ_T 2Γ < dT dZ>²

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圖 3-1 LADCP 資料處理流程圖

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圖 3-2 一般水層密度垂直剖面分布，藍色為實際觀測密度剖面，紅色為密度由小

到大重新排列後

圖 3-3 根據密度翻轉剖面與密度重排所求出的 Thorpe displacements

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圖 3-4 參數法中每一段的 U 方向及 V 方向，在經過各種處理後本研究使用綠色

線的剪切資料來做為計算剪切能譜的垂直剪切資料

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圖 3-5 處理剪切資料調整:sin²的窗口，在頭尾處分 10%各做sin²衰減

圖 3-6 利用垂直剖面剪切經過傅立葉轉換所求得的垂直剪切能譜

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圖 3-7 利用垂直剖面應變經過傅立葉轉換所求得的應變譜密度，藍線為 GM 理論

應變譜，紅色為實際應變譜

圖 3-8 剪切密度譜ψ(k)(紅線)與Nasmyth(1970)理論谱(黑虛線)

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圖 3-9用 MicroRider 溫度探針所求出的溫度梯度譜密度紅線為batchlor 理論譜，

與藍線(實測)吻合度良好

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第四章 結果與討論

4.1 澎湖水道 澎湖水道背景

澎湖水道(圖 2-4)位於澎湖群島和臺灣西南沿岸之間，谷軸呈現南北向，寬 度約 3-6 公里，南寬北窄，長約 110 公里，底深最深約 180 公尺，由南向北變淺，

為台灣西南海水通過台灣西北部的主要通道。根據(陳, 2004)在此處的水流通量 研究可知，澎湖水道的海流受季風及海底地形影響，在夏季時受西南季風推動，

海流呈東北走向，通量在此時達最大值。Wang. et al(2003)在台灣海峽利用 1999-2001 年間的 shipboard ADCP 資料分析此處海水流量傳輸，發現通過台灣 海峽的向北海水通量年平均為 1.8 Sv，並且此處海水通量與風場有一個相關式 為 transport (Sv)=2.42+0.12wind (m/s)，利用此公式可得知此處在夏季有最 大通量 2.7 Sv，在冬季受強風的影響減弱致 0.9 Sv。

澎湖水道實驗

澎湖水道實驗於 2010 年 6 月 13~15 日搭乘海研三號，沿著水道由南到北共 分成六站下放 CTD、LADCP 及 MicroRider，前兩天於北邊 S1 至 S3 站來回下放，

第三天回程時再做 S4 至 S6 測站(圖 4-1)，其中 S1 站與 S2 站各放了八次，每次 間格三到四個小時不等，S2 站則共放了 16 次，共持續 40 個小時之久，足以觀 測出附近內波場中的半日潮與全日潮對流場及紊流混合的影響，故本區域的實驗

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除了能觀測水道上游到下游水層的混合空間分布外，還多了 40 小時的長時間定 點觀測，能夠了解當地潮汐消長對水道中混合的影響。

澎湖水道流場與水層結構

(圖 4-2)為澎湖水道 S2 站的垂直背景流速分布，是根據 LADCP 6 m 間隔平

均的垂直剖面流速 U V，水平流速 U 在高潮時有向東最大流速 0.35 m/s 在低潮

時則有最大向西流速 0.2 m/s，隨著漲退潮來回反覆，流速 V 同樣在高潮時有向

北最大流速 1.65 m/s ，低潮時流速約為 0 m/s ，且在 80~90 m 處 U V 上下流

場方向相反。(圖 4-10;4-11)為澎湖水道南北的流場空間分布，流速 U 有上下流

場相反的情形，流場 U 則是往北為主。

(圖 4-3)為澎湖水道 S2 站利用 16 次下放約 40 小時的 LADCP 流速資料所做

的潮流橢圓，此區潮汐主要受半日潮(M2 分潮)影響，周期約 12.42 hrs，橢圓大

小代表流速，橢圓越扁往復運動越明顯，而澎湖水道整層水深南北反覆運動明顯，

走向和水道地形一致。(表 4-1)為 9 月澎湖馬公港利用每小時一筆的潮位資料所

做的調和分析結果，由表可知此處 M2 振福為 1.6054 m 相位為 105.85(deg)，M2 在此區所佔之比重最重。

在水層結構方面，澎湖水道在夏季時水團有較明顯的分層現象，在水深 50

公尺以上水團呈現高溫低鹽，而在 80 公尺以下水團則呈現低溫高鹽的現象(圖 4-4)。垂直密度結構在 0~75 m 逐漸由 21 kg/m³增加至 24kg/m³，在 75 m 到底部

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則無明顯變化，可見在 0~75 m 分層緊密，75 m 以深則為容易產生水層翻轉的底

部混合(圖 4-12)，其中底部混合厚度又受到潮汐影響，在漲潮時底部混合厚度

達到 40 m，退潮時則減至 20 m，在高潮到低潮時，底部混合厚度前後約有 20 m

的差距。

澎湖水道紊流混合空間與時間分布

在澎湖水道時間分布上，(圖 4-5)為s2 站 16 次下放之 Thorpe 位移，水團 翻轉集中在底部，並且有著規律性的變化，當底部強流發生與地形的配合下，水 層垂直翻轉尺度高達 20 m。(圖 4-6)為 S2 站經過 40 小時共下放 16 次的紊流混 合情形，圖中〝。〞代表下放的時間，每次間隔約 2.5-3 個小時不等。配合上澎

湖馬公每小時一筆的潮位資料發現，其底層混合強度與厚度明顯隨著潮汐上下來

回反覆，為了解紊混合與流速的關聯性，(圖 4-7)將 s2 站 16 次下放的紊流擴散 係數、流速 V 與潮位畫在一起比較，發現在底部流場最大與最小時，底部紊流混

合係數會出現最大值10⁻²m²s⁻¹，但是底部混合厚度最厚是出現在流速在最大與

最小值中間，上層混合與流速則較無明顯關聯性。故我們可知底層的紊流混合強

度 最 強 可 以 達 到10⁻²m²s⁻¹最 弱 則 也 有10⁻⁴m²s⁻¹，上 層 及 中 層 則 約 在 10⁻⁵m²s⁻¹到10⁻⁴m²s⁻¹之間。另外，為了比較 MicroRider 與 Thorpe 所求結果

之可靠性，本研究將 s2 站 16 次下放中的後面 10 次資料利用 Thorpe 與

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MicroRider(圖 4-9)所求之紊流係數時間分布結果放在一起比較(圖 4-8)。結果 發現兩方法在定性上的比對結果良好，除了底部混合都明顯隨著潮位的反覆消長 外，兩個方法在隨機出現混合的中上層深度上也都能將紊流混合的現象表現出 來。，如第 23、25 與 27 小時下放中，兩方法在同深度中的在整個剖面紊流混合 表現一致，而定量上量級差約在一個量級以內。

在澎湖水道的空間分布上，(圖 4-13)為利用 Thorpe 方法求出沿著澎湖水道

的混合強度剖面，隨著緯度的增加，澎湖水道底深由 120 m 深增加到 160 m，紊

流混合明顯發生在底部，並且在緯度 23.1~23.3 的區域底部紊流混合明顯小於緯

度 23.3~23.6 的底部，上層則相反。在緯度23.1~23.3 處上層有較大的紊流混合，

在緯度 23.4 度底部混合厚度則明顯高於其它地方，此區亦是澎湖水道底深最淺

與水道較狹窄處。若改以 MicroRider直接量測所得的垂直紊流擴散係數去比對 (圖 4-14)，除了在緯度 23.15 度 80m處MicroRider 有別於 Thorpe 有量測到強 度為10^−2.5m²s⁻¹的紊流擴散係數外，兩方法所量測的結果在中層下層上則頗為

相似， Thorpe method 與 MicroRider 所量測的結果都是在水道南方入口紊流混

合較小，水道北方尾處則較強，並且在同樣都在緯度 23.4 度底部有較厚的混合

厚度。

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4.2 黑潮流域

黑潮流域背景

黑潮是太平洋洋流的一環，為全球第二大洋流，位居於墨西哥灣暖流之後。

自菲律賓開始，穿過台灣東部海域，沿著日本往東北方向流過，與親潮相遇後匯 入東向的北太平洋洋流。黑潮的流速相當的快，流速約為 100 cm/s 至 200 cm/s，

寬度約 100 多公里。海水流量約 6500 萬立方公尺/秒，年平均水溫約攝氏 24 至 26 度，冬季約為 18 至 24 度，夏季可達 22 至 30 度。

根據(楊，2007)，黑潮往北的最大流速有 70~140 cm/s，以 10 月最大(約 140 cm/s)，7 月次之(約 100 cm/s)，4 月較小(約 90 cm/s)。往北較強的海流 7 月(可 延伸到水面下 600 m)比 4 月和 10 月(可延伸到水面下 400 m)更往下延伸 200 m。

靠近台灣東南沿岸的海流中層(水深約介於 200 m 到 800 m)有一股朝南的反流，

流速在 30 到 60 cm/s 之間，這股反流以 4 月最大(約 60 cm/s)、7 月次之(約 40 cm/s)、10 月相較之下較小(約 30 cm/s)，即黑潮一般在 5 至 8 月期間較強，

夏末和秓季略為減弱，1 至 2 月再度增強，初春又減弱。

黑潮流域實驗

在黑潮流域實驗中，本研究搭乘海研三號共做了四次實驗，前三個航次下放 儀器 CTD 及 LADCP，第四次航次則增加 MicroRider 儀器，第一次(ORIII 1470)

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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。

4.3 南海沿緯度 21°N

沿南海 21°N 背景

此區域是由海研一號 973 航次，沿著緯度 21°N，從經度 116~122°E 所做的 實驗(圖 2-9 )，該斷面南海北部，陸棚異常除峭，呂宋海峽海底地形粗糙，變 化劇烈，存在海脊和海山等顯著地形，由於南海北部等深線幾乎都是呈南北走向

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分佈，大致與呂宋海峽平行，由太平洋傳來的表面潮正好是東西向，它與南海北 部崎嶇地形相遇後生成大量內潮，而內潮在傳播過程中發生破碎，勢必導致較強 的紊流混合出現。過去 Tian et al.,(2009)利用參數化方法對此區域沿著 21 度 由經度 117~130 做了 33 個測點，發現混合強度受到海底地形影響甚大，在南海 路坡除峭區域於 1000 m~3000 m 存在 2000 m 厚的底部混合，其大小約為10⁻³m²s⁻¹ 到海底的10⁻²m²s⁻¹，1000 m 以上則相對減弱到10⁻⁴m²s⁻¹(圖 4-41)，並認為會

存在如此厚及高強度的混合其能量來自於，內潮遇到超臨界地形(Niwq and Hibiya 2004)後會陷入西邊的大陸棚和東邊的海脊構成的凹陷地形內，並在此來 回反射最後直到能量耗散殆盡，此現象為此區提供了高混合的能量來源。在內潮 消耗與地形環境的配合下，成就了此區域獨特的底層混合特性。

沿南海 21°N 實驗

本實驗於 2011 年 8 月 19~28 日搭乘海研一號沿著緯度 21°N，由經度 116°E 至 122.5°E 做了 10 個測站，中間以呂宋海峽為分界(經度 121 度)，海峽左邊八 站，右邊兩站，並依地形將此區域分成 A、B 兩區(圖 2-9)，海峽左邊為 A 區，

右邊為 B 區。本研究將在此處觀測內潮在 A、B 兩區域的凹陷地形中所造成的底 部混合厚度差異以及混合強度，以了解在地型與內潮能量的配合下所形成的底部

紊流混合特性。

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沿南海 21°N 紊流混合

由(圖 4-39)可看出，A、B 兩區在密度及浮力頻率由表層到底層的變化趨勢 並無太大差異，上層浮力頻率約為 10^−3.3s⁻²到下層的10⁻⁶s⁻²，密度則由上層的 21kg/m³到 700 m 後快速達到 27 kg/m³，700 m 至底層 4000 m 則緩慢增加 28 kg/m³，

根據 Tian et al.,(2009)在此處所做的實驗得知，此處水層密度剖面及水層分 層皆會被海山影響而有一定程度的抬升，但由於本航次所做的測站密度太低，故 無法有效看出地形起伏對水層的影響。

(圖 4-40)為 Thorpe 方法所算出之紊流混合係數，在 A 區 1000 m 以下至底

部 3000 m 出現了強度約為10^−4.5m²s⁻¹至10⁻³m²s⁻¹的底部混合，1000 m 以上則

紊流混合現象較弱，恰好與經度 120~121

°

A 區底部混合出現的深度高了 600~700 m，應該是受到位於經度 122 上的海脊高

度影響，由此可知地形對此處的底部混合厚度有著深遠的影響。若比較此區域之

探測結果(圖 4-40)與 Tian et al.,(2009)在此處所做的紊流混合強度剖面(圖 4-41)，可發現本研究所觀測的混合強度比Tian et al.,(2009)稍小了 0.5 個量 級，底部混合厚度則薄了 300-500 m，這之間的差異或許探測季節之不同所致，

秓冬季節之海洋紊流混合強度往往較夏季時來的大。但相同的是，在其 A、B 兩 區因地形因素所造成的底部混合深度差異上，B 區同樣的都比 A 區高了 500-700 m 的高度，顯示地區因地形所造成的底部混合厚度差異是長期存在的。