國立臺灣大學理學院海洋研究所 碩士論文
Graduate Institute of Oceanography College of Science
National Taiwan University Master Thesis
臺灣東部海域深海水團之溫鹽性質與來源探討 Sources and Routes of Deep Water Masses East of
Taiwan
周宏瑋 Hung-Wei Chou
指導教授：詹 森 博士、唐存勇* 博士 Advisor: Sen Jan, Ph.D. and
Tswen-Yung Tang, Ph.D.*
*
中華民國 102 年 5 月前中華民國一百零四年一月
January, 2015
國立臺灣大學碩士學位論文 口試委員會審定書
臺灣東部海域深海水團之溫鹽性質與來源探討 Sources and Routes of Deep Water Masses East of
Taiwan
本論文係周宏瑋君（R01241105）在國立臺灣大學海洋
研究所完成之碩士學位論文，於民國一○四年一月二十日承
下列考試委員審查通過及口試及格，特此證明。
ii
誌謝
兩年多的日子過去，終於熬到可以在此感謝眾人的時刻。這份研究，從零 到完成，讓我學習到的，不僅僅是研究方法和研究架構與邏輯，更重要的，是完 成一件事情的決心。要謝謝海洋所的各位賦予我既痛苦又值得的兩年半，並支持 我朝下一個階段走去。首先要謝謝孟偉安(Vigan Mensah)學長，若沒有學長在旁 邊不放棄的督導，不可能會有今天論文的完成。也很感謝指導教授詹森老師，因 為詹森老師的理論物理海洋學，使得我有一丁點能力探索海洋動力的奧妙，也是 老師在論文最後階段逐字逐句的質疑與修改，讓我深知為自己所寫的任何文字負 責的態度。謝謝口試委員白書禎老師，白老師的意見不僅僅改正了論文中的缺失，
更謝謝白老師的計劃經費很實際的補足我經濟上的缺口。謝謝口試委員張明輝老 師，張老師具細彌遺的審視我整體研究邏輯上的問題，並且指出方程式推導上的 重要缺陷，更讓我明白，這份微不足道的研究可能有何種重大的價值。謝謝亦師 亦友的黃千芬老師，在許多重要時刻聽我傾訴，並給予我方向。謝謝楊穎堅老師，
提供研究室資源供我們使用。謝謝陳世楠老師，在課程內讓我對物理海洋產生更 深沈的興趣。謝謝陳慶生老師與王冑老師，兩位老師都在我面前展現了數學和物 理的高深與美妙。也要謝謝在天上的唐存勇老師，老師是第一位在海洋所願意收 我的老師，老師，你的末代學生也終於畢業了。
另外，我也十分感謝同屆同學，林鼎鈞，蘇政緯，鄭益廷，林建文，張芯 堞，林采儀，在求學期間互相的扶持。還有可愛的學弟妹們，李宗勇，謝宛廷，
陳思妤，蔡婕媛，蔡承儒，帶給我許多溫暖和歡樂。兩位美麗的學姊，蔡依霖與 楊凱絜，不僅僅分擔了我功課上的重擔，更和我分享生活中的點滴。還有最可靠 的助理，連政佳，挽救了我所有的論文資料。也謝謝陳秋菊，幫我討論殘值的問 題。
由於背景為與海洋物理毫不相干的森林系，我要特別感謝大氣系的吳健銘 老師與莊秉潔老師，帶領我一步一步學會 coding，不害怕程式碼的撰寫。更要感 謝大學時代的恩師，盧道杰老師，長久以來，不氣餒的支持著我。以及引領我進 入海洋的蕭仁傑老師，是老師讓我初探海洋的廣大與神秘。
感謝成功大學的王毓正老師，廖國媖老師，和已在天國的侯平君老師，謝 謝你們的包容，雖然我沒有在成大完成任何研究，面對一個我人生激烈變化的時 刻，仍然相信我可以持續走下去。
也謝謝中央研究院環變中心的龍世俊老師和其研究室的溫子瑤，楊昇翰，
張紘睿，能與你們度過快樂的共事時光，完全是我的榮幸。
謝謝潛水社的夥伴們，尤其是林宇軒和李宗翰，讓我重拾對海的自信。
謝謝我的主治醫生，盤松青醫生與羅一鈞醫生，還有個管師施鐘卿，在我 身體狀況最糟糕也最痛苦的時候幫助我。感謝我的心理師黃揚文醫師，讓我可以
誠實正直的面對自己。
感謝從高中時代一直陪著我的謝芬蘭老師，曾慶玲老師。
也謝謝一路走來的死黨，高婉瑜，許孟傑，邱顯壹，陳貴正，蔡瑩瑩，廖 子頤，廖健凱，劉乃綾，謝謝你們豐富我的人生！也謝謝好友柯少雄，何偉靖，
李斯毅，李年加，李文賓，陳品叡，張致翔，鄭凱天，杜杰鍠，何昆霖，劉坤峰，
黃鼎翔，謝秉樺，李佳錫，吳文哲，徐有慶，盧信宏，廖偉民，潘思源，何宗琦，
呂理瑋，林易頡，林立偉，蔡尚恩，楊振暉，董景生，范世宏，楊松運，董鴻鈞，
徐堯慶，陳梁政，陳志明，呂忠吉，陳本川，周大為，卓承佑，黃世溥在我身旁，
對我的鞭策和關懷。謝謝黃懷慶陪我衝過最後口試的階段。
謝謝秦啟翔和許先生對我的當頭棒喝。
也要謝謝張震嶽的音樂，陪我走過這段三十前的日子。
謝謝我的父母，周東毅與盧麗菊，願意讓我暫且不用負擔家中的經濟繼續 求學。謝謝妹妹周昀樺，一直支持著這個不長進的哥哥。
謝謝王皓正這麼多年以來，一路不離不棄的陪伴。
最後，要謝謝姜臨寬，是你對我的溫柔與期許，讓我一路走到了現在，雖 然你已不在了，不過我會一直懷念著你。
In Memories of Vincent L.K. Chiang
Miss the days we were beside the sea, which are the origin of all these.
謹以此論文緬懷姜臨寬先生
懷念過去一起看海的日子，那是一切的初衷
摘要
本研究旨在探討臺灣東部海域 1000 公尺深以下之深層水性質暨其來源和 水團組成。本研究先使用「黑潮流量及其變化觀測計畫」下黑潮觀測航次所得之 CTD 資料，以溫鹽度的斜率變化界定深層水團的密度邊界，接著使用美國國家 海洋資料中心的 CTD、ARGO 水文資料以及科技部海洋學門資料庫的船測 CTD 資料，整理出包含整個菲律賓海海域東經 118°~150°，北緯 4°~40°，每 0.5°×0.5°
為一網格，最大深度為 2000 公尺深平面網格的三維資料。然後，利用前一階段 溫鹽斜率分析所得之密度區間，於設定之密度區間內進行均方根分析，以求鄰近 深層海水與台灣東部海域深層海水性質之相似度，再計算位渦度、水層厚和斜壓 地轉流場以追溯台灣東部海域深層水之可能路徑。最後，使用由花蓮東方的測線 資料，帶入文獻中此地區可能之中、深層水來源水型，使用水團分析方法以求得 台灣東部測線斷面上深層水的水團組合成分。
斜率分析研究結果顯示，台灣東部海域之深層水可以分成密度區間為 1027.4~1027.5 kg m-3的「深海水第一層」，鹽度 34.487~34.551、溫度 3.764~2.700
℃ ， 以 及 密 度 區 間 為 1027.6~1027.65 kg m-3 的 「 深 海 水 第 二 層 」， 鹽 度 34.578~34.610、溫度 2.349~2.040℃。均方根分析的研究結果顯示，深海水第一 層其鹽度性質與相同緯度海域相似，橫跨整個菲律賓海域，深海水第二層則是與 其同緯度以上之菲律賓海北方海域相似。至於位渦度、水層厚以及斜壓地轉流場 的計算結果則表示深海水第一層之深海水可能是由近北緯 24°之深海通道進入 菲律賓海盆，碰到琉球島弧後南下進入花東海盆而形成，深海水第二層也顯示了 與深海水第一層類似的流況。水團分析的結果顯示，深海水第一層的水團組成為 繞極深層水略等於太平洋中層水的比例，而深海水第二層則為繞極深層水遠大於 太平洋中層水的情形。
關鍵字：深海水團、臺灣東部海域、位渦度守恆、水團分析、深海環流
Abstract
The purpose of this study is to quantify the sources and routes of deep water mass east of Taiwan. A hydrographic data set, which ranges from 118°E to 150°E and from 4°N to 40°N with maximum depth 2000 m is obtained from Argo and CTD data over the past 20 years. This study adopts root mean square method to investigate the similarity of water masses east of Taiwan. The potential vorticity, water layer thickness and baroclinic geostrophic velocity calculating are also used to trace the deep water route in the Philippine Sea Basin. Finally, this study applies the water mass components analysis with North Pacific Intermediate Water and Circumpolar Deep Water, these two different water masses characters in the CTD datasets east of Taiwan to determine the water mass composition.
The deep water east of Taiwan is defined as "Layer 1 Deep Water" and "Layer 2 Deep Water". The former has a density range from 1027.4 kg m-3 to 1027.5 kg m-3, salinity range from 34.487 to 34.551 and temperature range from 3.764℃ to 2.701℃.
The latter has a density range from 1027.6 kg m-3 to 1027.65 kg m-3, salinity range from 34.578 to 34.610 and temperature range from 2.349℃ to 2.040℃. The results of root mean square analysis show the water with similar salinity is zonally distributed in Layer 1 and is in northern half of Philippine Basin in Layer 2. Results from potential vorticity, water layer thickness and baroclinic geostrophic velocity indicate that the deep water east of Taiwan in Layer 1 most likely comes from the Pacific through the Philippine Sea till the Ryukyu Island Arc at 24°N. When the water impinges to the Ryukyu Island Arc, it is separated as two flows toward the north and the south. The southward-moving water goes into the Huatung Basin forming a cyclonic circulation and then leave the Huatung Basin to east of Luzon Island. The deep water east of Taiwan in Layer 2 shows a similar flow pattern as that in Layer 1.
The deep water east of Taiwan in Layer 1 consists of Circumpolar Deep Water and North Pacific Intermediate Water but with more Circumpolar Deep Water than North Pacific Intermediate Water in Layer 2.
Key Words: Deep Water Mass, East of Taiwan, Conservation of Potential Vorticity, Water Mass Analysis, Deep Circulation
目錄
誌謝 ... ii
摘要 ... iv
Abstract ... v
圖目錄 ... viii
表目錄 ... xi
第一章、前言 ... 1
1-1 臺灣東部海域及其水團 ... 1
1-2 深海環流系統簡述 ... 2
1-3 水團與深海環流系統之關係 ... 4
1-4 菲律賓海盆地型與水團 ... 6
1-5 臺灣東部海域深層海流 ... 11
1-5-1 第一種類型：由北往南 ... 11
1-5-2 第二種類型：由南往北 ... 13
1-5-3 第三種類型：由東往西 ... 16
1-6 研究目的... 17
第二章、資料來源與處理 ... 18
2-1 水文資料... 18
2-1-1 黑潮流量及其變化觀測計畫資料 ... 19
2-1-2 美國國家海洋資料中心水文資料 ... 23
2-1-3 科技部海洋學門資料庫水文資料 ... 25
2-1-4 資料網格化 ... 26
2-2 地形水深資料 ... 28
第三章、資料分析方法 ... 29
3-1 深海水分層界定 ... 30
3-2 水團組成分析 ... 31
3-3 水團性質相似度分析 ... 33
3-4 水團來源之研究方法 ... 34
3-4-1 位渦度及水層高度計算... 34
3-4-2 斜壓地轉流計算 ... 36
第四章、資料分析結果 ... 38
4-1 臺灣東部海域深海水分層斜率 ... 38
4-2 水團分析結果 ... 41
4-4 RMS 結果 ... 49
4-4 PV 結果與水層厚度 ... 51
第五章、討論 ... 56
5-1 渦旋影響最大深度 ... 56
5-2 臺灣東部海域深層水之深度定義 ... 56
5-3 臺灣東部海域深層水之水團組成 ... 57
5-4 地轉流不動層設定之合理性 ... 58
5-5 深海水第一層之來源 ... 61
5-6 深海水第二層之來源 ... 64
第六章、結論 ... 67
參考文獻 ... 69
附錄一 ... 74
圖目錄
圖 1-1 深海環流示意圖，圓點表示深層水沉降區，共有S1和S2兩地，箭 頭則表示深層水流動方向(本圖取自 Stommel，1958)。 ... 4 圖 1-3 Emery 所描述菲律賓海盆地區 500 公尺深至 1500 公尺深的中層
水水團分佈，黑線為南北兩水團之分界線，北方為太平洋亞北極中 層水，南方為南極中層水(本圖重製自 Emery，2003，圖 4)。 ... 8 圖 1-4 (A)太平洋中層水水團分佈與流向，紅色表示 UCDW，藍色表示
NPDW、(B)太平洋深層水水團分佈與流向，紅色為 LCDW。以上 兩圖，圓圈內的數字皆表示其流量(單位為 Sv，106 m3s − 1)，箭 頭表示水團流動方向，問號則表示此地的流量尚待確認，有圓點的 圈表示其為湧升區，湧升區旁的數字表示其湧升的水量(Sv)，而(A) 圖內網格狀區域為帶狀湧升區(本圖取自 Kawabe and Fujio，2010，
圖 2(b)、(c))。 ... 10 圖 1-5 菲律賓海盆西側的深海海水動態，黑色箭頭為平均流向，而圖
內每個站點旁的數字，從上至下依序表示流速儀編號、流速儀的置 放深度、當地水深以及平均流速(cm/sec)(本圖重製自 Chaen et al.，
1993，圖 10)。 ... 12 圖 1-6 北太平洋海溝內流況。紅色線表示為深層水，綠色線表示為表
層水(本圖取自 Mitsuzawa and Holloway，1998，plate 1)。 ... 13 圖 1-7 (A)從海底積分至海表面的總流量，單位為 Sv(以下均同)、(B)從
海底積分至密度 1026.6 kgm-3，約 800 公尺深的總流量、(C)深層海 水在菲律賓海盆內的可能流徑，圖上的數字為此流徑的總流量 (本 圖重製自 Kaneko et al.，2001，圖 4(a)、(b)、圖 12)。... 15 圖 1-8 藉由菲律賓海盆外測站所推論出菲律賓海盆內流況。虛線為流
速儀測站位置，實線為可能流況(本圖取自 Wijffels et al.，1998，圖 9)。... 16 圖 2-1 資料處理方式流程圖。 ... 18 圖 2-2 OKTV 計畫水文測站位置圖。 ... 20 圖 2-3 OKTV 各航次 CTD 測站位置，(A)OR1-1012 航次、(B)OR1-1017
航次、(C)OR1-1028 航次、(D)OR1-1042 航次、(E)OR1-1051 航次、
(F)OR1-1066 航次、(G)OR1-1081 航次、(H)OR1-1088 航次、
(I)OR3-1681 航次。 ... 21 圖 2-4 OKTV 計畫 128 筆 CTD 資料溫鹽圖。顏色表示深度，黑色點為
等溫鹽點。 ... 23 圖 2-5 本研究所使用之資料分佈。粉紅色點為 ARGO 資料，藍色點為
料，紅色點為 OKTV 資料。 ... 25 圖 2-6 1000~1500 公尺深每 0.5°×0.5°網格內水文剖面總數。 ... 27 圖 2-7 (A)鹽度於 1000 公尺深的分佈狀況，(B)鹽度的標準差在 1000 公
尺深的分佈情形。 ... 28 圖 3-1 資料分析流程圖。 ... 29 圖 3-2 AAIW、NPIW 及 CDW 三水團的溫鹽曲線及其特徵值。藍點為
各水團之端成分，灰色虛線框為可使用此三個端成分所解出來的水 團組成比例範圍，紅點為此範圍內的任意點(本圖重製自 Emery，
2003，圖 7)。 ... 31 圖 3-3 計算 RMS 流程圖。 ... 34 圖 4-1 (A)黑色曲線為 OKTV 溫鹽資料平均斜率，黃色部分為標準差，5
條直線分別為 1027.26、1027.4、1027.55、1027.6 及 1027.65 kg m-3 的分隔線。(B)OKTV 溫鹽資料平均斜率 1027~1027.68 kg m-3密度 區段的放大圖。 ... 39 圖 4-2 OKTV 溫鹽資料密度 1027.26 kg m-3以下之溫鹽圖，中間黑線為
平均溫鹽線，藍點為反曲點，旁標明的數字為此反曲點之密度(kg m-3)。 ... 40 圖 4-3 北緯 22.5°，東經 122°~138°的海洋鹽度垂直剖面。黑線為密度
值。 ... 41 圖 4-4 各航次水團比例圖。綠色為 CDW，紅色為等溫鹽點，藍色為
NPIW。 ... 43 圖 4-5 OKTV 平均航次之 KTV1 測線 OMP 水團比例剖面圖。(A)為等
溫鹽點之比例剖面，(B)為 NPIW 比例剖面，(C)為 CDW 比例剖面。
... 45 圖 4-6 (A)深海水第一層之地轉流場，(B)深海水第一層之地轉流場北緯
18~32°、東經 120~134°放大圖。 ... 47 圖 4-7 (A)深海水第二層之地轉流場，(B)深海水第二層之地轉流場北緯
18~32°、東經 120~134°放大圖。 ... 48 圖 4-8 (A)深海水第一層 RMS 結果，(B)深海水第二層 RMS 結果，兩層
背景皆為該層地轉流流場。 ... 50 圖 4-9 (A)深海水第一層 PV 分佈，(B)深海水第二層 PV 分佈，背景流
場皆為該層地轉流。1 PVU=10-8 m-1 s-1 。 ... 52 圖 4-10 (A)深海水第一層水層厚度分佈情形，(B)深海水第二層水層厚
度分佈情形。背景流場皆為該層地轉流。 ... 55 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。 ... 58
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。 ... 61 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。 ... 61 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。 ... 63 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。 ... 66 圖 6-1 深海水第一層可能水團路徑，藍色箭頭為水團路徑，背景為該
層地轉流。 ... 68 圖 6-2 深海水第二層可能水團路徑，藍色箭頭為水團路徑，背景為該層
地轉流。 ... 68 圖一-1 OR1-1012 航次水團比例剖面。(A)等溫鹽點比例、(B)NPIW 比
例、(C)CDW 比例。 ... 75 圖一-2 OR1-1017 航次水團比例剖面。(A)等溫鹽點比例、(B)NPIW 比
例、(C)CDW 比例。 ... 77 圖一-3 OR1-1042 航次水團比例剖面。(A)等溫鹽點比例、(B)NPIW 比
例、(C)CDW 比例。 ... 79 圖一-4 OR1-1051 航次水團比例剖面。(A)等溫鹽點比例、(B)NPIW 比
例、(C)CDW 比例。 ... 81 圖一-5 OR1-1066 航次水團比例剖面。(A)等溫鹽點比例、(B)NPIW 比
例、(C)CDW 比例。 ... 83 圖一-6 OR1-1081 航次水團比例剖面。(A)等溫鹽點比例、(B)NPIW 比
例、(C)CDW 比例。 ... 85 圖一-7 OR1-1088 航次水團比例剖面。(A)等溫鹽點比例、(B)NPIW 比
例、(C)CDW 比例。 ... 87 圖一-8 OKTV 所有航次水團比例標準差剖面。(A)等溫鹽點比例、
(B)NPIW 比例、(C)CDW 比例。... 89
表目錄
表 1-1 太平洋地區水團概述 ... 9
表 2-1 OKTV 預定各站之經緯度及最大深度 ... 21
表 3-1 NPIW、等溫鹽點及 CDW 水團特徵 ... 32
表 4-1 各深層水區段定義與性質 ... 40
表 4-2 各航次水團組成比例 ... 42
第一章、前言
深 海 水 團 研 究 的 重 要 性 在 於 深 海 水 團 與 整 個 大 洋 溫 鹽 環 流 系 統 (Thermohaline circulation)息息相關，瞭解深海水團便有助於更進一步探索海洋整 體的動力系統。由於過去臺灣對於東部海域的探測調查之中，鮮少論及深海海水 的性質，因此本研究即針對臺灣東部海域深層海水的性質和來源進行進一步之研 究。
本章將先定義臺灣東部流域之範圍，及回顧過往對臺灣東部海域水團的研 究，包括表層的黑潮水團，以及其下與黑潮動力較無關係之深層水。接著，再簡 介深海環流系統及水團研究的研究方法、決定研究場域的範圍，並藉由文獻來檢 閱本研究所定義之研究場域的水團組成可能性暨其流向，最後介紹本文之各章節 大綱。
1-1 臺灣東部海域及其水團
本文定義臺灣東部海域為臺灣東部海岸至加瓜海脊(Gagua Ridge)之間的花 東海盆(Huatong Basin)地區，其表層大約 1000 公尺深以上為北太平洋西方邊界 流之一段的黑潮，日本學者 H. Nitani 首先提出於呂宋島旁及與臺灣東方，黑潮 表層水團在 200 公尺深處鹽度分別為 34.9 和 34.8，與北赤道洋流有很好的相關 性(Nitani，1972)，而其後的研究則顯示，黑潮水和菲律賓海海水、太平洋熱帶 水(Pacific Tropical Water)以及南海海水也可能皆有所關係(Chen and Huang，1996；
Chen and Wang，1998；Chen，2005)。
由表層黑潮往下，從表層水至中層水更被清楚的定義出鹽度最大值範圍為 34.8 至 34.9 的黑潮熱帶水(Kuroshio Tropical Water，簡稱 KTW)和鹽度最小值 34.2
究顯示 KTW 可能為太平洋熱帶水一路與菲律賓海海水和南海海水混合發展而 成(Mensah et al.，2014)。其中約 700 公尺深之中層的 KIW 則初步被認為是南海 中層水(South China Sea Intermediate Water，簡稱 SCSIW)與西菲律賓海中層水 (West Philippines Sea Intermediate Water，簡稱 WPSIW)的混合(Chen，1988)。
至於臺灣東部更深的海域，在深度 1000 公尺以下和黑潮的動力機制關係減 弱，本文稱其為臺灣東部海域深層水，由於過去的文獻中甚少對於臺灣東部海域 以下深層水的相關研究， Pai et al. (2015)推測臺灣東部海域所得之水文資料，其 最低溫度端點為鹽度 34.65，溫度 1.8℃的北極深層水(Deep Arctic Water，簡稱 DAW)或繞極深層水(Circumpolar Deep Water，簡稱 CDW)，此外鮮少其他相關的 研究，因此，臺灣東方海域深層水的性質如何，是一個值得探討的問題。
1-2 深海環流系統簡述
深海環流(deep circulation)又被稱為深海環流(abyssal circulation)、溫鹽環流 (Thermohaline circulation)、經向翻轉環流(meridional overturning circulation)以及 全球海洋輸送帶(global conveyer) (Stewart，2003)。這些名詞皆是形容一個全球 性的海水循環，但 Wunsch (2002)曾指出這些名詞除了經向翻轉環流之外，皆沒 有清楚的定義。Stewart (2003)便定義了深海環流(以下的深海環流皆指稱 deep circulation)為「水團(water mass)的循環」，他形容因水團的循環並不等同於各項 水文性質的循環，例如 Wunsch 在 2002 年的研究中指出的，北大西洋淨輸入了 熱能卻輸出溶氧量，其原因為北大西洋極區為深層水沉降區，連帶的將富含溶氧 的水團往南大西洋的方向輸送，然而，北大西洋的熱通量卻是經由赤道地區被加 熱後的水團往北方極區輸送(Wunsch，2002)。
從 1958 年至 1960 年間，H. Stommel、A. B. Aron 及 A. J. Faller 發表了一系 列針對深海環流的研究成果(Stommel，1958；Stommel、Arons and Faller，1958；
地區提供深海環流所需既冷且密度高的水、(2)深海與表層海水的混合過程將深 層海水帶回海表面、(3)因深海環流受地轉效應的影響，因此海洋動力上位渦度 需守恆，其中第 3 點將於本文研究方法內詳細說明。再者，由於此深海環流系統 係由海水內的混合運動所提供的動力推動，而混合作用的動力來源為風與潮汐。
由於風與潮汐的作用力在海洋上層或海底地形陡峭的地方製造出內波或內潮(往 後統稱為內波)，內波帶動了深海海水與表層海水的混合，進而促使大洋環流的 流動(Wunsch and Ferrai，2004)。
Sverdrup 描述了在大洋環流的系統中，施加於海表面的風應力與海洋中垂 直經向流量關係(Sverdrup，1947)。在 Sverdrup 的描述中，當北太平洋中低緯度 地區因表面風應力作用型成一個反氣旋式環流(anti-cyclonic gyre)後，因其反氣旋 式的流向致使大洋中央產生下沉流，又因為下沉流致使水層厚度下降，為維持位 渦度守恆，此大洋中間的海水則必須往低緯度移動尋找較低的行星渦度，因此產 生南移的情況，最後累積至西方邊界上，此即稱為 Sverdrup transport。
圖 1-1 為 Stommel (1958)根據以上深海環流的基本假設，以及上述之 Sverdrup transport，所推導出來的深海環流模型概念圖。Stommel 另加了一深海 西方邊界流，以連結各地區的深海海流，基於流量守恆，若來自極區深層水形成 區的沉降水水量大於上升至斜溫層下方的水量，則此邊界流會穿越過赤道，如圖 1-1 中大西洋部分所示；而未有沉降水水源的海盆，如太平洋地區的流徑為，由 南大洋進入南太平洋，順著西方邊界往北方移動，中間上升至斜溫層下方的海水 會受地轉作用向右彎而再回到南大洋之中，當往北方移動的深層水水量大於上升 至斜溫層下方的水量，此邊界流會穿越赤道流向北太平洋，相同的，在北太平洋 當中除邊界流之外，從深層上升至斜溫層下方的海水也會因地轉效應向右彎曲形 成反氣旋式環流，於極北處回到邊界流上，在北緯 30°時流速趨近於零，如圖 1-1 中太平洋地區所示。
Stommel 所提出的這個簡易模型忽略了海底複雜的地形，後續相關的研究
模型中所顯示的經向(Stewart，2003)。日本學者 M. Fukusawa 更進一步指出此模 型忽略了菲律賓海，在模型中菲律賓海並沒有任何沉降深層水源(Fukusawa et al.，
1987)。為更瞭解深海環流系統，並且從中推測菲律賓海的深層水團組成，下一 小節將繼續討論水團分佈和深海環流系統之間的關係。
圖 1-1 深海環流示意圖，圓點表示深層水沉降區，共有S1和S2兩地，箭頭則表示深層水流 動方向(本圖取自 Stommel，1958)。
1-3 水團與深海環流系統之關係
基於上一小節 Stommel 的簡易深海環流模型，深海海水從深層水沉降區(圖 1-1 中 S2海域)一直到北太平洋的斜溫層下方需費時近千年的時間，由此估計，
從北大西洋至北太平洋的深海海流平均流速約只有 0.1 cm/s。由於此一平均流速 遠遠小於諸如都卜勒流剖儀(Acoustic Doppler Current Profiler，以下簡稱 ADCP) 的測量誤差 3 cm/s，因此，除非長期連續觀測，否則直接量測深海海水的平均流 速將十分困難。是故，深海海水的動向，通常使用如鹽度、溫度等被視為守恆的 參數，或者一些非守恆參數如含氧量、矽酸鹽含量等以追蹤水團的流向為深海海 水的動向(Tomczak，1999)。
水團(water mass)的概念發源自氣象學領域(Friedman，1989)，Friedman 描
述了一個來自極區的冷氣團碰到一個暖氣團而後形成一個鋒面的過程。同樣地，
海洋水團在不同地區海表面依當地氣候條件塑成，並因性質不同而於彼此間形成 鋒面(Friedman，1989；Stewart，2003)。Tomczak (1999)定義了水團為「一個具 有相同形成歷史且在海洋中相同地區所生成之水」。且水團的水文性質只在水團 沉降至混合層下之前受大氣、天候所影響，當水團沉降至混合層之下，水文性質 唯有靠與其他水團混合才能夠改變。也因此，藉由在許多不同位置測站的水文資 料所繪製的溫鹽圖(T-S diagram)，以圖上的溫鹽性質追蹤水團的演變與流向便成 為水團研究的方法之一。
「核心方法」(core method)也是研究水團的方法之一(Defant，1961)。此即 假設水團以深度為函數的鹽度上有一極大值或極小值，在此鹽度極值核心區的水，
將與其上或其下的水混合並逐漸改變其原有特徵。基於此，Tomczak and Large (1989)提出了一系列的聯立多項式以解決水團成分組成的問題，這個方法被稱為 最適多參數分析(Optimum Multiparameter Analysis ，簡稱 OMP)。Poole and Tomczak (1999)更在 OMP 中加入海洋中的非守恆參數氮氧比值 N/P ratio。You et al. (2003)則進一步在其中增加了位渦度這項物理守恆參數以追蹤印度洋內的水 團。OMP 的研究方法為使用聯立方程組，代入各個不同水團的水型(water types)，
解決水團組成的問題，其基本原理為，觀測值的各項變數分別是由不同水團的該 項變數乘上一定比率再加上殘差而組成，計算方式為先對每一變數標準化後，計 算其權重，接著再以權重和標準化後的聯立方程式，以最小平方法(least square)，
對每一個方程式偏微分後加入拉朗日格函數(Lagrangian)以求解在限定範圍(每 一個水團比例皆為正值，相加不得於大於 100%)內，最小殘差的最適解。Pai et al.
(2015)基於相同的原理，直接使用捨去殘差後的聯立方程式求解水團組成。另外，
溫、鹽度均方根分析(Root Mean Square Analysis，以下簡稱 RMS)也可用於水團 追蹤，Mensah et al. (2014)即利用 RMS 分析 KTW 的時空變化。
1-4 菲律賓海盆地型與水團
圖 1-3 為臺灣東部外海的海底地形，依據石學法及鄢全樹(2013)的說明，從 臺灣東部外海向東，依序分別為西菲律賓海盆(West Philippine Sea Basin)以及帕 里西維拉海盆(Perce Vela Basin)和馬里亞納海槽(Mariana Trough)，深度皆在 4000 公尺以上，分別由九州-帛琉海脊(Kyushu-Palau Ridge)、伊豆-小笠原弧(Izu-Bonin Trench)所相隔，其中西菲律賓海盆又包含了臺灣東部的花東海盆(Huatong Basin) 而帕里西維拉海盆北方也另有四國海盆(Shikoku Basin)。由於深海環流系統為大 尺度運動，故本研究設定從花東海盆開始以東經過西菲律賓海盆、帕里西維拉海 盆至馬里亞納海槽為本研究之研究區域，再者，因為這四區地形皆屬於菲律賓海 板塊的一部分，因此簡稱為菲律賓海盆。
此一研究區域惟有海盆的東半部一側才有深海通道，有機會導引深層水團 經由深海通道進入，海盆西方一側因位於大陸棚邊界，不可能有深海水團進入。
因此，可以合理推測此海盆內的深海水團主要是由海盆東半部進入。
圖 1-2 臺灣東部外海的海底地形，❶花東海盆，❷加瓜海脊，❸西菲律賓海盆，❹九州─帛 琉海脊，❺四國海盆，❻帕里西維拉海盆，❼伊豆─小笠原弧，❽馬里亞納海槽。
Emery (2003)回顧過往文獻資料，簡述了全球水團的分佈情形並定義了各個 水團的特徵值，在太平洋地區，從 500 至 1500 公尺深的中間層以及 1500 公尺深 以下的深層當中，由北至南中層水分別有太平洋亞北極中層水(Pacific Subarctic Intermediate Water，簡稱 PSIW，又稱北太平洋中層水，North Pacific Intermediate Water，簡稱 NPIW)、加利福尼亞中層水(California Intermediate Water)以及南極 中層水(Antarctic Intermediate Water， 簡稱 AAIW)三種水團，深層水則有北極深 海水(Arctic Deep Water)以及南極底層水(Antarctic Bottom Water，簡稱 AABW)，
其中 AAIW 的北方邊界於北緯 20°。圖 1-3 為 Emery 所描述菲律賓海盆地區的中 層水水團分佈。由 Emery 的研究中可以推論臺灣東部的黑潮流域之下中層水至
❶
❷ ❸ ❹
❺
❻
❼
❽
[Depth(m)]
深層水可能為 PSIW 和 AABW 之組成。
圖 1-3 Emery 所描述菲律賓海盆地區 500 公尺深至 1500 公尺深的中層水水團分佈，黑線 為南北兩水團之分界線，北方為太平洋亞北極中層水，南方為南極中層水(本圖重製自 Emery，2003，圖 4)。
Kawabe and Fujio (2010)使用歷史水文資料，進一步的描述了太平洋的水團 以及其流動情形如圖 1-4(A)、(B)。由他們的研究可以得知有兩個不同的水團分 別從東南部以及東部的深海通道進入菲律賓海盆地區，分別為位於中層的上繞極 深層水(Upper Circumpolar Deep Water，簡稱 UCDW)以及位於深層的下繞極深層 水(Lower Circumpolar Deep Water，簡稱 LCDW)，且於中層水區段如圖 1-4(A)，
也有一股從北方沉降而來的北太平洋深層水(North Pacific Deep Water，簡稱 NPDW)繞經菲律賓海盆北方外圍，也大致上吻合 Stommel 提出的深海模型推論，
於北緯 30°時流速為 0，成為南北兩方向水團的分界線。
Pai et al. (2015)曾推測臺灣東部海域的低溫極值為 DAW，而此 DAW 的性
質與前文所提及之 AABW 的性質相同，皆介於 UCDW 與 LCDW 共組的 CDW 之間，不易界定出 DAW、AABW 和 CDW 的分界。依照此節的文獻回顧，北太 平洋地區看起來無 DAW 的來源，DAW 如 Emery (2003)所描述仍停留在北極海 地區，依此本研究先推測臺灣東部海域並無 DAW 的存在，又因 AABW 與 CDW 的生成來源一致，因此本研究之後便以 CDW 指稱 AABW，UCDW 和 LCDW 三 者水團，即菲律賓海盆內可能為 NPIW 與 CDW 的組成。本研究將使用 Pai et al.
(2015)的水團分析方法，以此兩種水團的特徵值對臺灣東部海域做水團組成分析。
各水團描述整理如表 1-1 所示。
不論是 Emery (2003)或者 Kawabe and Fujio (2010)的研究，皆未說明菲律賓 海盆內的水團流向，針對此，下一節將簡述前人對於菲律賓海盆的深層水流向研 究，由於菲律賓海盆幅員廣大，再者，本研究主要探討的是臺灣東部海域的深海 水團，因此將只陳述前人研究內臺灣東部海域地區的流向。
表 1-1 太平洋地區水團概述
水團 分佈範圍 附註
北太平洋中層水(NPIW) 北太平洋地區 又名 PSIW
南極中層水(AAIW) 南太平洋至北太平洋北緯 20° 無
南極底層水(AABW) 太平洋地區 其發源地與性質皆與 CDW 相同
繞極深層水(CDW) 太平洋地區 又可細分為 UCDW 及 LCDW
圖 1-4 (A)太平洋中層水水團分佈與流向，紅色表示 UCDW，藍色表示 NPDW、(B)太平洋 深層水水團分佈與流向，紅色為 LCDW。以上兩圖，圓圈內的數字皆表示其流量(單位為 Sv，106 m3s−1)，箭頭表示水團流動方向，問號則表示此地的流量尚待確認，有圓點的圈 表示其為湧升區，湧升區旁的數字表示其湧升的水量(Sv)，而(A)圖內網格狀區域為帶狀湧 升區(本圖取自 Kawabe and Fujio，2010，圖 2(b)、(c))。
(A)
(B)
1-5 臺灣東部海域深層海流
臺灣東部海域的深層水團唯有可能由海盆東部深海通道進入海盆，關於此 有三種不同的看法，第一種為由菲律賓海盆東側北方進入海盆內，之後往南流動，
經過臺灣東部海域後，由東側南方離開海盆(以下簡稱由北往南)，以 Chaen et al.
(1993)和 Mitsuzawa and Holloway (1998)的研究為代表。第二種和第一種類型流 向相反，深層海水從菲律賓海盆東側南方進入海盆，流經臺灣東部海域後朝東側 北方離開(以下簡稱由南往北)，以 Kaneko et al. (2001)的研究為代表。第三種論 述為深層海流是從菲律賓海盆東部經過深海通道進入菲律賓海盆，形成一個個小 的環流系統，氣旋式地經過臺灣東部海域，並再往菲律賓海盆東方離開(因其東 西跨距遠大於南北跨距，以下簡稱由東往西)，以 Wijffels et al. (1998)的研究為代 表。以下分別簡介這三種流向類型。
1-5-1 第一種類型：由北往南
Chaen et al. (1993)為瞭解菲律賓海盆西側的深海海水動態，以尋找是否有 深海西方邊界流的存在，沿著琉球海溝至菲律賓海溝旁置放一系列的錨碇站，如 圖 1-5 所示。圖內每個站點旁的數字，上方代表其流速儀的深度，下方者則為當 地水深(皆以公尺為單位)。從圖中可見由琉球海溝北方至菲律賓海溝一路上的平 均流場幾乎都呈現南向流之方向。而針對位於臺灣東南方的流速儀流速資料，
Chaen et al. (1993)文中特別指出其流場除了一月到二月期間為東南向流之外，其 實整體而言並沒有固定的流向或季節性的模式。由圖 1-5 可以合理推測，由編號 RT32 至編號 BC32 的流速儀所顯示的平均流速，於臺灣東側海域的深層海水可 能為沿著琉球島弧以氣旋式的流動進入花東海盆後往南離開的流。
圖 1-5 菲律賓海盆西側的深海海水動態，黑色箭頭為平均流向，而圖內每個站點旁的數 字，從上至下依序表示流速儀編號、流速儀的置放深度、當地水深以及平均流速(cm/sec)(本 圖重製自 Chaen et al.，1993，圖 10)。
為研究深海西方邊界流， Mitsuzawa and Holloway (1998)則於日本海溝北 緯 40°左右 4220 公尺以及 5805 公尺深兩處分別施放流速儀錨碇，根據量測結果 指出於北太平洋海溝方向的深海流場事實上十分複雜，在海槽東西兩側流況不同，
而沖繩海槽(Okinawa Trough)則為相對簡單的南向流。Mitsizawa and Holloway (1998)也綜合前人的研究，整理出日本東方海域表層及深層洋流的流向，如圖 1-6 所示。圖 1-6 中綠色部分代表表層洋流之流向，紅色部分表示深海洋流之流向，
由於 Mitsuzawa and Holloway (1998)定義表層洋流為表層 1000 公尺以上的水層，
而雖然作者在繪製深海洋流時所使用的資料只為接近海底的實測資料，但因他們 也認為在 1000 公尺以下至海底皆為相同的動力結構，所以此圖的深海洋流為 1000 公尺以下至海底的情況。圖 1-6 顯示，菲律賓海盆西方邊界的深海洋流並 不僅只是從海盆北方進入，也包含著沿著海盆東方邊界至北方邊界後往南轉，沿 著琉球島弧南下的流況。
綜合 Chaen et al. (1993)以及 Mitsuzawa and Holloway (1998)的結果，臺灣東
部海域 1000 公尺以下的深層海水可能是沿著琉球島弧南下的北方水團。
圖 1-6 北太平洋海溝內流況。紅色線表示為深層水，綠色線表示為表層水(本圖取自 Mitsuzawa and Holloway，1998，plate 1)。
1-5-2 第二種類型：由南往北
前人研究中也有和上述情況互異的說法，Kaneko et al. (2001)於菲律賓海盆 地區設置了六條溫鹽深儀(Conductivity, Temperature and Density，以下簡稱 CTD) 測線，來回船測後，以不動層為 2000~3500 公尺不等，利用地轉流計算出菲律 賓海盆的流量。圖 1-7(A)為從海底積分至海表層的流量，單位為 Sv；(B)為從密 度 1026.6 kg m-3，約 800 公尺深至底層的總流量。兩張圖相較，(A)圖除了南方 往民答那峨海流(Mindanao Current)方向的總流量往南和(B)圖往北不同之外，其 餘皆是順著黑潮方向往北的輸送。(C)圖則是據此所繪出的 1026.6 kg m-3，800 公尺以下深層海水在菲律賓海盆內的可能流向。若是將表層也納入流量積分之中 的話，結果會如同圖 1-7(A)一般，是一個以表層流場為主的流向，但若是扣除掉 表層流場的影響，則會如同圖 1-7(B)一樣，為一個由南往北的流場模式。圖 1-7(C) 深層流場示意圖裡，臺灣東部外海的海水並不全然由南往北，而是一股來自海盆
東方，西向的支流流經臺灣南方後往北轉沿著琉球島弧北上。這樣的結果和前一 小節的結果不同，因此臺灣東部外海的深層海水的流徑是一個尚未確認的議題。
Kaneko et al. (2001)也說明因深海環流的平均流速過小，易受內波、潮汐等其他 相對高頻運動之影響，此結果由於是使用短時間的船測 CTD，而非長時間置放 之流速儀錨碇站，因而結果僅代表觀測時的狀態。
(A)
圖 1-7 (A)從海底積分至海表面的總流量，單位為 Sv(以下均同)、(B)從海底積分至密度 1026.6 kgm-3，約 800 公尺深的總流量、(C)深層海水在菲律賓海盆內的可能流徑，圖上的 數字為此流徑的總流量 (本圖重製自 Kaneko et al.，2001，圖 4(a)、(b)、圖 12)。
(B)
(C)
1-5-3 第三種類型：由東往西
Wijffels et al. (1998)於菲律賓海盆外側進行一系列的船測 LADCP 站，藉由 此側線上的流速資料推論菲律賓海盆內的深層流場，深度從 800 公尺至 2500 公 尺深，如圖 1-8，其結果和前述研究結果皆不同。前面的文獻探討當中，臺灣東 部海域的深層海水，被認為是由南往北或者由北往南的流徑，Wijffels et al. (1998) 的研究則指出，臺灣東部海域的深層海水，應是菲律賓海盆內眾多深層環流系統 的其中一部分，這些深層環流系統是從菲律賓海盆東部的深海通道進入菲律賓海 盆，往西遇到海盆西方邊界後分支向北和向南轉彎再流回海盆東部太平洋，並非 只是一股由南或者由北至臺灣東部海域的流徑而已。事實上， 1-5-2 節的最後圖 1-7(C)所示的深層海水的可能路徑中，也可以看出這種趨勢。
圖 1-8 藉由菲律賓海盆外測站所推論出菲律賓海盆內流況。虛線為流速儀測站位置，實線 為可能流況(本圖取自 Wijffels et al.，1998，圖 9)。
由以上文獻回顧可知，菲律賓海盆內，尤其位於臺灣東側的花東海盆的深
海洋流流向有多種可能，本研究即依據 Stewart (2003)對深海環流為「水團的循 環」之定義，在流場方向即為水團移動方向的情況之下，探討菲律賓海盆內的深 海流場模式，以期探討深層水的可能來源路徑。
1-6 研究目的
基於以上的文獻回顧，本研究訂定研究目標為：(1)瞭解臺灣東部海域深層 水之性質及水團組成及(2)探討其來源。下一章節即為資料來源和資料品質管理 方式的介紹，接著於第三章描述本研究使用的研究方法，第四章為結果，第五章 為討論及綜合比較，第六章則為結論。
第二章、資料來源與處理
2-1 水文資料
本研究所使用之水文資料分別來自(1)美國國家海洋資料中心的 Array for Real-time Geostrophic Oceanographic(簡稱 ARGO)資料與船測 CTD 資料(網址為:
http://www.nodc.noaa.gov/)、(2)科技部海洋學門資料庫的船測 CTD 資料(網址為：
http://www.odb.ntu.edu.tw/)以及(3)「黑潮流量及其變化觀測」計畫下的船測 CTD 資料。由於資料數目龐大，為確保資料品質，本研究先行分別將各類所有同深度 資料平均並求得標準差並剔除異常值。接著將留存資料共同彙整，不足的區域使 用水平及垂直方向線性內插的方式，若是資料不足的區域過大，如超過 2°×2°，
則保留為空白，不再進行內插，之後再整理成經緯度 0.5°×0.5°的溫度、鹽度網 格平面資料。資料來源及整理流程如圖 2-1 所示。以下簡單介紹此研究各項資料 來源及其品質。
圖 2-1 資料處理方式流程圖。
2-1-1 黑潮流量及其變化觀測計畫資料
「黑潮流量及其變化觀測」計畫(Observations of the Kuroshio Transports and their Variability，以下簡稱 OKTV)之探測資料補充以往臺灣東部黑潮流域水文資 料之不足，為本研究定義黑潮以下深層水主要資料來源。圖 2-2 為 OKTV 計畫 所設定的測站位置分佈圖，由北往南分別是 KTV1 測線上的 K101 至 K108 站、
KTV2 測線上的 K201 至 K213 站和 KTV3 測線上的 K301 至 K315 站，共 36 個 測站，各測站位置如表 2-1。本研究使用 OKTV 計畫在 2012 年 9 月的 OR1-1012 航次、2012 年 11 月的 OR1-1017 航次、2012 年 2 月的 OR1-1028 航次、2012 年 6 月的 OR1-1042 航次和 2012 年 4 月的 OR3-1681 航次，共 5 個航次 128 測站 CTD 資料以分析臺灣東部深層水的密度邊界和其溫鹽性質，並再增加有完整 KTV1 測線的 2013 年 9 月 OR1-1051 航次、2014 年 3 月 OR1-1066 航次、2014 年 7 月 OR1-1081 航次、2014 年 9 月 OR1-1088 航次，配合 OR1-1012、1017、
1042 航次共 7 個航次的水文資料供水團分析，每回探測的測站數目與位置都因 天候狀況等與預定有些許的不同，詳細如圖 2-3(A)~(I)所示，資料處理方法為將 溫度資料換算成位溫(potential temperature)後(Fofonoff，1977)，平均成每公尺一 筆資料。其中用以分析深層水定義的 5 個航次超過 1000 公尺深之資料共 79 筆，
圖 2-4 則為此 5 個航次 128 個測站所繪出之溫鹽圖，橫軸為鹽度，縱軸為溫度，
其中的黑點表示為表層 KTW 與中層 KIW 的等溫鹽點，顏色則表示深度。
圖 2-2 OKTV 計畫水文測站位置圖。
圖 2-3 OKTV 各航次 CTD 測站位置，(A)OR1-1012 航次、(B)OR1-1017 航次、(C)OR1-1028 航次、(D)OR1-1042 航次、(E)OR1-1051 航次、(F)OR1-1066 航次、(G)OR1-1081 航次、
(H)OR1-1088 航次、(I)OR3-1681 航次。
表 2-1 OKTV 預定各站之經緯度及最大深度
測線 測站 經度 緯度 最大深度(公尺)
KTV1 K101 121.72 23.88 2322
KTV1 K102 121.86 23.84 4098
KTV1 K103 122.00 23.81 2749
KTV1 K104 122.18 23.78 2506
KTV1 K105 122.35 23.74 2917
KTV1 K106 122.61 23.70 2727
KTV1 K108 123.00 23.62 2394
KTV2 K201 121.20 22.75 411
KTV2 K202 121.30 22.75 1325
KTV2 K203 121.40 22.75 1037
KTV2 K204 121.50 22.75 918
KTV2 K205 121.67 22.75 3829
KTV2 K206 121.83 22.75 4296
KTV2 K207 122.00 22.75 4585
KTV2 K208 122.17 22.75 5022
KTV2 K209 122.33 22.75 5131
KTV2 K210 122.50 22.75 5248
KTV2 K211 122.67 22.75 5222
KTV2 K212 122.83 22.75 5234
KTV2 K213 123.00 22.75 4638
KTV3 K301 120.91 22.00 478
KTV3 K302 121.00 22.00 1301
KTV3 K303 121.13 22.00 1248
KTV3 K304 121.25 22.00 1440
KTV3 K305 121.38 22.00 3062
KTV3 K306 121.50 22.00 1030
KTV3 K307 121.67 22.00 1881
KTV3 K308 121.83 22.00 3920
KTV3 K309 122.00 22.00 4613
KTV3 K310 122.17 22.00 4820
KTV3 K311 122.33 22.00 4865
KTV3 K312 122.50 22.00 4844
KTV3 K313 122.67 22.00 4692
KTV3 K314 122.83 22.00 4131
KTV3 K315 123.00 22.00 3213
圖 2-4 OKTV 計畫 128 筆 CTD 資料溫鹽圖。顏色表示深度，黑色點為等溫鹽點。
2-1-2 美國國家海洋資料中心水文資料
美國國家海洋資料中心(National Oceanography Data Center，簡稱 NODC) 裡 的 全 球 海 洋 資 料 庫 (World Ocean Database) 水 文 資 料 ( 網 址 為 : http://www.nodc.noaa.gov/)包含分佈範圍廣大的 ARGO 資料以及船測 CTD 資料，
本研究下載 Network Common Data Form(簡稱為 NetCDF)格式之原始深度資料。
ARGO 為海洋溫鹽資料探測浮標， ARGO 會藉由其中的液壓驅動系統控 制其浮力，以每秒 10 公分的速度下移至水深 1000 公尺處，漂流 9 天再下降至 2000 公尺處，並再以每秒 10 公分的速度上浮至海面，向衛星回傳這段期間所蒐 集到的溫鹽壓資料，這一整段過程約需費時 10 天，資料回傳後即再進行下沉，
一個 ARGO 浮標的壽命約 3~5 年，每年約可提供 36 個剖面資料。本研究共使用
了從 1999 年 9 月至 2013 年 12 月，東經 115°至 150°，北緯 2°至 40°，共 91,839 個 ARGO 浮標剖面水文資料，圖 2-5 中的粉紅色點為本研究中所使用的 ARGO 浮標資料分佈。
ARGO 水文剖面從海水面至最深的資料間內插為每 10 公尺一筆。為避免異 常值的影響，亦將同一深度的所有溫鹽度資料平均並取得標準差，視超過兩個標 準差的值視為異常值予以剔除(Johnson et al.，2006)。在本研究之研究場域，ARGO 資料的溫度介於 0℃和 35℃之間，而鹽度介於 33 到 33.5 之間。
本研究亦蒐集了來自美國、日本、南韓、臺灣，從 1971 年 4 月至 2006 年 6 月，共 40,204 筆船測 CTD 觀測資料，如圖 2-5 的藍色點所示。此 CTD 資料依 據 ARGO 資料處理之程序處理。NODC 的 CTD 資料範圍，溫度從 0℃到 35℃，
鹽度則從 32 至 36。
圖 2-5 本研究所使用之資料分佈。粉紅色點為 ARGO 資料，藍色點為 NODC 的 CTD 資料，
綠色點為科技部海洋學門資料庫的 CTD 資料，紅色點為 OKTV 資料。
2-1-3 科技部海洋學門資料庫水文資料
科技部海洋學門資料庫蒐集整理了從 1985 年 1 月至 2013 年 1 月的船測 CTD 資料，資料分佈如圖 2-5 綠色點所示，整理資料的方式如同上文的 ARGO 資料 處理程序。科技部海洋學門資料庫內 CTD 資料的溫鹽範圍，溫度從 0℃至 35℃，
鹽度則是 32.5 至 35.5。
2-1-4 資料網格化
研究區域設定為東經 118°至 150°，北緯 2°至 40°之間，每 0.5°為間隔，每 1 公尺為一層至 2000 公尺深的三維網格，將同深度內位於同網格內的相同類型 資料皆予以平均並求得標準差，並再剔除在此網格內超出 2 個標準差的資料後再 平均一次為此網格值。若是網格內的資料數目小於十筆，則此網格略過不予計算。
圖 2-6 為此區域內達 1500 公尺深的所有水文剖面筆數。
在經過前述的平面及垂直內插之後，因為深層海水為大尺度運動，另將每 層網格皆分別做經向及緯向的五個網格的移動平均以消除較小尺度的擾動， 圖 2-7 (A)、(B)分別為鹽度及鹽度的標準差在本研究之研究範圍 1000 公尺深的分佈 情形，大致說來 圖 2-7(B)日本本州外海以及台灣東部海域標準差較大。密度值 是根據 Fofonoff and Millard (1983)的公式以溫度、鹽度和深度求得：
ρ(S, t, 0) = ρw+ (b0+ b1t + b2t2+ b3t3+ b4t4)S + (c0+ c1t + c2t2) S3⁄2 + d0S2 (2.1.1)
其 中 t 為 位 溫 度 ， S 為 鹽 度 ，b0= +8.24493 × 10−1，b1 = −4.0899 × 10−3， b2= +7.6438 × 10−5，b3= −8.2467 × 10−7，b4= +5.3875 × 10−9，c0 = −5.72466 × 10−3， c1= +1.0227 × 10−4，c2 = −1.6546 × 10−6，d0= +4.8314 × 10−4。
圖 2-6 1000~1500 公尺深每 0.5°×0.5°網格內水文剖面總數。
(A)
圖 2-7 (A)鹽度於 1000 公尺深的分佈狀況，(B)鹽度的標準差在 1000 公尺深的分佈情形。
2-2 地形水深資料
本研究從美國加州大學聖地牙哥分校史奎普海洋研究所衛星資料中心 (Satellite Geodesy in Scripps Institution of Oceanography, University of California, San Diego, USA. http://topex.ucsd.edu/marine_topo/mar_topo.html)下載了東經 118°
至 150°，北緯 2°至 40°的水深資料，分別整理成 0.25°×0.25°及 0.5°×0.5°的網格 資料，0.25°×0.25°的網格資料為繪製等深線所使用，而 0.5°×0.5°的網格資料為 配合前面所整理的溫鹽密 0.5° ×0.5°的網格資料使用。前章節圖 1-2 即為 0.25°×0.25°的地形網格資料，臺灣以東的區域為花東海盆，由加瓜海脊與西菲 律賓海盆相隔，在經過九州-帛琉海脊後則為帕里西維拉海盆，北方為四國海盆，
而帕里西維拉海盆旁則有伊豆-小笠圓弧與馬里亞納海槽，平均深度皆超過 4000 公尺深。
(B)
第三章、資料分析方法
本研究先以從 OKTV 計畫裡取得的臺灣東部海域水文資料做溫鹽圖斜率分 析，以定義出深海水的範圍和水團性質，並配合水團分析方法，帶入文獻回顧內 所提及的可能水團 NPIW 及 CDW 性質，以計算 KTV1 測線上的水團組成比例，
接著根據定義的深海水密度範圍，計算 RMS，以求得深海水與鄰近區域深海水 的性質相似性，判斷兩者是否為同一水團。再者，因海洋的大尺度運動大致遵循 位渦度守恆(Conservation of Potential Vorticity，簡稱為 PV)之關係，本研究亦配 合位渦度的計算來衡量深海水之來源。最後，依據熱風關係式(Thermal wind relation)以溫度、鹽度、壓力三種資料，計算出斜壓地轉流(Baroclinic geostrophic velocity)，配合上述位渦度及水層厚度推估合適的地轉流不動層 (layer of no motion)，以瞭解深海水的去向。資料分析方法流程如圖 3-1 所示。
圖 3-1 資料分析流程圖。
3-1 深海水分層界定
傳統上，水團的辨識與追蹤可以用溫鹽圖上鹽度最大值(Smax)或者鹽度最小 值(Smin)來作定義，然而在溫鹽曲線中處於Smax及Smin之間的水團，由於沒有明 顯極值特徵，因此不易區別。由於溫鹽圖上每一點即表示一個水型，王冑與陳慶 生(1997)提出鹽溫變率比方法，即溫鹽曲線的斜率倒數，此也意味著水型的變化 度，藉由此斜率倒數觀察水型的連續變化情況，以推論水團在時空上的分佈狀況，
之後王柏建(1997)簡化此方法，提出使用二元一次方程式，簡單計算兩點於溫鹽 圖上的斜率，因為此斜率標誌水團溫鹽度的改變幅度，並藉由此斜率在空間分佈 上的變化，求得水團的性質變化。從 OKTV 的資料(圖 2-4)顯示此區域深海水不 似 KTW 及 KIW 有明顯的Smax及Smin，於 1000 公尺以下已近乎不變，因此可借 此鹽溫變率比方法，來判別深海水的密度範圍。
溫鹽圖上溫鹽曲線微分之後，可求得密度對溫度以及密度對鹽度的斜率：
dT
dS (3.1.1)
其中 T 為位溫度(potential temperature)、S 為鹽度。藉此取得 128 個測站的溫鹽 斜率後，再計算每一密度區間的平均斜率和標準差：
dT̅̅̅̅
dS =1
n∑dTi dSi
n
i=1
(3.1.2)
std = √ 1
(n − 1)∑ (dTi dSi−dT̅̅̅̅
dS)
n 2 i=1
(3.1.3)
n 為同一密度面的斜率資料數，dT̅̅̅̅
dS為同一密度面的平均斜率，std 為標準差。計 算出平均斜率及標準差後，由於深海水達數千公尺深，本研究再分別對平均斜率 及標準差上執行 401 個密度區間(每公尺間隔)的移動平均(moving average)，以過 濾掉海洋內垂直上下 400 公尺內的波動、減少雜訊及取得斜率變化趨勢：
MASm =Xm−200+ Xm−199 + ⋯ + Xm+199+ Xm+200
401 (3.1.4)
m 為斜率區間數，X 為斜率，MASm為經過 401 個區間移動平均後的平均斜率。
若此平均斜率在某兩個密度面間呈現一定值，也就是說斜率呈一直線，則表示此 密度面之間的水團水文性質變化情形成線性變化關係，而若是呈現彎曲曲線，則 表示此兩密度面間的水團，溫鹽性質不停在改變，水文性質變化處於非線性關係。
本研究藉此分辨水團的分層情況，只考慮呈線性關係的水層。
3-2 水團組成分析
本研究將各水團特徵值與目標觀測值列為一聯立方程式組求解。水團特徵 值為溫鹽圖上各水團標準溫鹽區線，上下兩條直線連線後的遠端端點，又稱為「端 成分」(end member)，如圖 3-2 所示。圖內分別顯示 AAIW、NPIW 以及 CDW 三 種水團的溫鹽曲線，經過上下直線的連線後，如圖中的藍線所示，可產生一鹽度 極值，如圖中的藍點，此即為各水團之特徵。接著便可用以下水團分析方法，解 出此三者水團對其連線範圍內(如圖中的灰虛線框)的任一點(如圖內的紅點)的比 例。
圖 3-2 AAIW、NPIW 及 CDW 三水團的溫鹽曲線及其特徵值。藍點為各水團之端成分，灰 色虛線框為可使用此三個端成分所解出來的水團組成比例範圍，紅點為此範圍內的任意點 (本圖重製自 Emery，2003，圖 7)。
OKTV 計畫有完整 KTV1 測線資料的航次為 OR1-1012、OR1-1017、O1-1042、
OR1-1051、OR1-1066、OR1-1081 以及 OR1-1088 共 7 個航次，有鹽度、溫度兩 個守恆變數，可列出三個方程式並解出三個未知數：
x1T1+ x2T2+ x3T3 = Tobs x1S1+ x2S2+ x3S3 = Sobs
x1+ x2+x3 = 1
其中T1、T2及T3代表三個水團的溫度端成分，S1、S2及S3表示三個水團的鹽度端 成分， Tobs為溫度觀測值，Sobs為鹽度觀測值，x1、x2及x3為三個水團對於此觀 測值的組成比例。而以上又可以矩陣形式表示成：
[A][x] = [OBS]
其中[A] = [T1 T2 T3 S1
1 S2 1
S3 1
]，[x] = [ x1 x2
x3]，[OBS] = [Tobs Sobs 1
]，即可使用斜除法求近似解
[x]：
[x] = [A]/[OBS] (3.2.1)
從文獻回顧內可知僅 NPIW 以及 CDW 兩個水團可能抵達臺灣東部海域，
因此聯立方程式組要求三個水團特徵值，本研究另外設定等溫鹽點為第三個水團 特徵值(圖 2-4)，將[A]帶入這三個水團的特徵值，如表 3-1，[OBS]帶入各航次 KTV1 測線上各點溫、鹽資料，解出這三個水團的特徵值對觀測目標 KTV1 測線 的組成比例x1、x2、x3。接著，將此七個航次的水團分析結果平均並取得標準差，
可得平均水團組成及其標準差範圍以便進一步討論。
表 3-1 NPIW、等溫鹽點及 CDW 水團特徵 水團 溫度(℃) 鹽度 參考文獻
NPIW 6.5 34.00 Pai et al.(2015)
等溫鹽點 15.0 34.5 OKTV 計畫水文資料(圖 2-4) CDW 1.8 34.65 Pai et al.(2015)
3-3 水團性質相似度分析
RMS 首先利用於電子學之領域，以計算交流電的電壓、電流數值等，其後 也被利用至自然科學領域以討論環境因子的相似性。Mensah et al. (2014)使用 RMS 追蹤 KTW 的生成與演變，而本研究則使用 RMS 以比較深海水與鄰近區域 的水文性質在統計上的相似度，在一特定的海域裡，某兩地的 RMS 越小，表示 水團性質越接近，反之則越不相同。
圖 3-3 為 RMS 的 計 算 流 程 圖 ， 因 鹽 度 的 擴 散 係 數 極 低 ， 一 般 為 10−5m2s−1(Stewart，2003)，在海洋中的擴散因而很小，本研究選用大約是臺灣 東部海域，位於北緯 23.5°至 24°，東經 121.5°至 122°格點的鹽度為參考值，將 同一密度面上其他各點鹽度與之相減後平方，以取得一 RMS 在等密度面上的分 佈。接下來於所設定的密度邊界之間，每一密度區間皆重複此一過程後，將同一 位置上不同密度區間的所有均方根值平均後開根號，即可得特定密度邊界間的 RMS 平面網格資料：
RMSS(σ) = √ 1 ((σ2− σ1)
⁄ ) + 1∆σ
∑(Sa (∆σ) − Sb (∆σ))2
σ2
σ1
dσ (3.3.1)
其中Sa 為鹽度參考點，Sb 為其他點鹽度，∆σ為密度區間，本研究設定密度區間 為 0.001 kg m-3，σ1和 σ2分別為本研究所設定之密度下和上限。據此，可從低 RMS 區域的範圍得知參考點鹽度與其他地方的鹽度相似性。
圖 3-3 計算 RMS 流程圖。
3-4 水團來源之研究方法
3-4-1 位渦度及水層高度計算
Talley and McCartney (1982)使用 PV 以追蹤拉布拉多海(Labrador Sea)內水 團的流動與形成，之後以 PV 研究海洋內水團的分佈成為水團研究的選擇之一 (O’Dwyer and Williams，1997 )。在水團動向方析之應用上，假設在某一緯度有 一水團，此水團介於特定的密度區間之內而有一水層厚度 h，當此水團等緯度移 動的時候，因為行星渦度 f 並未造成改變，為維持 PV 守恆，則相對渦度ζ以及 水層厚度 h 都維持不變，若是其中有一個項目改變，譬如說水層厚度的改變，若 水層厚度變小，為維持 PV 守恆，則相對渦度也需要變小，反之亦然。但若此一 水團移動的過程中有行星渦度的改變，則為維持 PV 守恆，相對渦度與水層高也
需改變。當行星渦度增加，水層厚度必須增加導致渦管的拉長，或者相對渦度的 減少使此水團旋轉速度變慢以維持守恆，相反的，若行星渦度減少，則水層厚度 則也需相同的減少降低渦管的高度，或者相對渦度的增加使此水團旋轉速度增加 以維持守恆。因此若水團在空間座標中的厚度 h(x, y)為已知，f(x, y)亦為已知，
則可由相對渦度ζ的調整來推論水團的水平移動方式，即藉由在相同密度區間內 PV 的計算，使用 PV 為一動力變數追蹤水團的移動。
根據 Ertel(1942)，可以另從 PV 的原始定義中推導出 PV 和浮力頻率(Buoyancy frequency)的關係，使用此一關係式計算 PV。PV 的定義為(Ertel，1942)：
q = 1
ρ0 (ζ⃑⃑⃑⃑ + f ) ∙ ∇ρ (3.4.1) 大尺度的運動中海水的流動幾乎為水平二維流動：
q = 1 ρ0 (ζ
z+ f)∂ρ
∂z (3.4.2)
在大部分的海洋當中，水平方向的密度差遠小於垂直方向的密度差異，再由於 f ≫ ζ
z(Ertel，1942)，因此可忽略ζ
z： q = f
ρ0
∂ρ
∂z ≈ f ρ0
∆ρ
h (3.4.3) 另方面，因為浮力頻率 N2於有限的連續分層條件下為：
N2 = −g ρ
∂ρ
∂z ≈ −g ρ0
∆ρ
h (3.4.4) 以 3.4.4 式代入 3.4.3 式中，PV 可以轉換成：
q = f ρ0
∆ρ
h = −fN2
g (3.4.5)
以上的計算將密度面之間的水層厚度 h 視為一變數，h 則是從斜率分析的結果，
由相同斜率之水層厚度所訂定出來的，因此本研究另將 h 提出，探討在研究區域 內 h 的變化情況。h 的計算方式為，端視各水層密度區間內的垂直距離，以此垂 直距離為其水層厚度。
3-4-2 斜壓地轉流計算
為估算地轉流，需先將鹽度轉化為以海水中溶解物質質量與海水質量之比 值的絕對鹽度(absolute salinity)(Wright et al.，2011)，以及從位溫度(potential temperature)重新計算為由一個熱容量定值所除以的位焓(potential enthalpy)所得 之保守溫度(conservative temperature)(Jackett et al.，2006)，後即可以絕對鹽度、
保守溫度和壓力三者換算出密度(Jackett et al.，2006)。
從靜水壓關係：
∂p
∂z = −gρ (3.4.6)
可得深度和密度間的函數關係。將 3.4.6 式倒數並對壓力做積分之後，可得一動 力高度(Dynamic Height，D)：
D = −1 g ∫1
ρ
p
p0
dp (3.4.7)
其中p0為參考壓力面，p 為其他各壓力面。通常動力高度的計算是來自於各壓力 面和其參考壓力面的差值。基本上，於北半球，地轉流流場高壓在流向的右手邊，
據此，可分別於 Y 方向以及 X 方向計算動力高度差與科氏力平衡後之 U、V 流 速，又稱相對流速(Relative velocity)：
v(p) − v(p0) =g f
∂D
∂x (3.4.8 − 1) u(p) − u(p0) =g
f
∂D
∂y (3.4.8 − 2)
3.4.8 式所計算出的地轉流為相對流速，為求得絕對流速(absolute velocity)則再需 設定不動層(layer of no motion)，也就是絕對流速為 0 的水層，從此深度向上積 分，得到整層水的絕對流速剖面。Sverdrup et al. (1942)曾提出在灣流(Gulf Stream) 的計算上應以 2000 公尺深為不動層。後陸續有人提出 1500 公尺、1000 公尺等 不同的深度作為不動層(Neumann，1954)，Jung (1955)做了一番綜合比較，認為
並也註解了不動層的選擇並沒有太多的物理意義於其中，而是等密度面與等壓力 面恰巧為同一平面，可單純地假設不動層以下之流場和其上為不同的方向 (Sverdrup et al.，1942)。由於以往的研究並無針對黑潮不動層設定的深入討論，
一般而言多設定 1000 公尺為不動層，不過 Qiu (2001)曾引用 1993 年的實測 ADCP 剖面資料指出設定不動層於 2000 公尺處仍低估了黑潮的流速，之後本文也將於 討論中討論設定不動層於 1000 公尺、1500 公尺和 2000 公尺的敏感度。
