李楊 , 黃鵬起 , 魯遠(yuǎn)征 , 屈玲 , 郭雙喜 ,4,5, 岑顯榮 ,周生啟,4,5, 張佳政, 丘學(xué)林,5

1. 熱帶海洋環(huán)境國家重點實驗室(中國科學(xué)院南海海洋研究所), 廣東 廣州 510301;

2. 南方海洋科學(xué)與工程廣東省實驗室(廣州), 廣東 廣州 511458;

3. 中國科學(xué)院邊緣海與大洋地質(zhì)重點實驗室(中國科學(xué)院南海海洋研究所), 廣東 廣州 510301;

4. 中國科學(xué)院南海生態(tài)環(huán)境工程創(chuàng)新研究院, 廣東 廣州 510301;

5. 中國科學(xué)院大學(xué), 北京 100049

海洋是地球系統(tǒng)的重要組成部分, 在維持全球能量收支平衡的過程中扮演著重要的角色(Simmons et al, 2011)。近年來, 人們不再局限于研究上層海洋,對深海也展開了探索。深海底層與沉積物、冷泉密切相關(guān)(Shanmugam, 2017; 趙斌 等, 2018), 是石油和天然氣等自然資源的“冷藏庫”。深海不僅貯藏著豐富的資源, 還蘊含著巨大的能量。Egbert 等(2000)估算出全球深海的斜壓能量約為維持經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流能量(2TW)的一半?，F(xiàn)場觀測表明, 雖然底層海水溫度變化只有10–3℃左右, 但深海同樣存在活躍的湍流混合(Polzin et al, 1997; Ledwell et al, 2000; van Haren et al, 2011; Holtermann et al, 2012; Waterhouse et al, 2014; Zhao et al, 2016; Holmes et al, 2019)。深海湍流混合產(chǎn)生的上升流和下降流是驅(qū)動經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流的動力來源之一(Rahmstorf, 2003; Callies et al,2018), 也是海洋能量級串過程中至關(guān)重要的一環(huán),影響著大尺度運動, 維持海洋層結(jié)。此外, 湍流混合將海水能量從海洋上層帶到下層, 參與海洋熱量、動量和能量的平衡過程(Munk et al, 1998); 同時控制溫鹽通量、營養(yǎng)鹽、污染物和微生物的濃度分布,改善和保護海洋生態(tài)環(huán)境, 維持海洋生態(tài)系統(tǒng)的動態(tài)平衡(劉倩, 2016)。

20 世紀(jì)90 年代, Munk 等(1998)指出, 大洋平均混合率需達到10–4m2·s–1才能維持現(xiàn)今的大洋熱鹽環(huán)流強度。但開闊大洋的觀測實驗表明, 大部分海域的混合率僅為10–5m2·s–1。為此, 人們開始探尋強湍流混合海域。南海是存在強湍流混合的邊緣海之一, 蘊含著豐富的海洋動力現(xiàn)象。呂宋海峽的雙山脊地形與潮流相互作用產(chǎn)生大量內(nèi)波(謝皆爍,2015), 為南海強湍流混合提供能量; 黑潮在呂宋海峽處入侵帶來的中尺度渦對南海湍流混合也起著不可忽視的作用(李敏, 2013; Zhang et al, 2016)。大量觀測實驗表明, 海山(Toole et al, 1997)、海底山脊(Polzin et al, 1997)、大陸坡(Nash et al, 2007)和海底峽谷(Kunze et al, 2012)等海底地形復(fù)雜的海域均存在強湍流混合。南海海底地形復(fù)雜, 海山、海丘眾多, 并有深海隆地和洼池。豐富的動力環(huán)境和地形條件, 使南海成為太平洋系統(tǒng)中不可替代的“混合加工廠”。西北太平洋的深層水、中層水和次表層水經(jīng)呂宋海峽進入南海, 被充分混合后返回太平洋,一定程度上驅(qū)動大洋熱鹽環(huán)流(尚曉東 等, 2010)。由此可見, 開展南海湍流混合的研究具有重要的科學(xué)意義。

近年來, 不少科學(xué)家對南海北部湍流混合開展了一系列研究。在上中層海域, 基于南海北部-呂宋海峽-西北太平洋的斷面微結(jié)構(gòu)觀測數(shù)據(jù)和參數(shù)化模式結(jié)果, Tian 等(2009)發(fā)現(xiàn)南海海域1000m以下的渦擴散系數(shù)為10–3m2·s–1, 比西北太平洋大2 個數(shù)量級。Shang 等(2017)測得呂宋海峽以西的南海上層海域的耗散率和跨密度渦擴散系數(shù)分別為8.3×10–9m2·s–3和2.7×10–5m2·s–1, 比南海中、南部高1 個數(shù)量級。在陸架、陸坡, 張效謙(2005)分析了南海陸架-陸坡區(qū)域的微結(jié)構(gòu)湍流混合觀測數(shù)據(jù), 結(jié)果顯示淺海陸架區(qū)域的湍動能耗散率和渦擴散系數(shù)較強, 均值可分別達到 5×10–7m2·s–3和 2×10–3m2·s–1,相當(dāng)于大洋內(nèi)區(qū)平均值的100 倍。Yang 等(2014)測得南海北部陸坡的湍動能耗散率為3.6×10–8m2·s–3,渦擴散系數(shù)為5.2×10–4m2·s–1。在深層海域, Yang 等(2016)通過Gregg-Henyey-Polzin 尺度方法計算出南海北部離海底 500m 處的渦擴散系數(shù)為10–4～10–3m2·s–1。Wang 等(2016)通過內(nèi)潮模擬與能量學(xué)分析得到南海海底以上2000m 內(nèi)的水柱湍動能耗散 率 為 10–8～10–6m2·s–3, 渦 擴 散 系 數(shù) 為 10–4～10–3m2·s–1。這些研究工作大都聚焦于南海中上層的湍流混合, 較少涉及底層。近年來, 深海觀測技術(shù)的成熟為南海深海底層湍流混合的研究提供了許多觀測資料。本文利用高分辨率溫度傳感器在海底上方0.5m 處持續(xù)觀測4.4d 的溫度數(shù)據(jù), 分析南海東北部2216～3201m 深度范圍內(nèi)底層海水溫度的時間變化特征, 根據(jù)Ellison 尺度方法計算底層的湍動能耗散率和渦擴散系數(shù), 探討地形粗糙度和內(nèi)潮對底層湍流混合的影響。

1 數(shù)據(jù)和方法

1.1 現(xiàn)場觀測數(shù)據(jù)

2019 年5 月14 日—20 日, 國家基金委南海地球 物 理 航 次 在 南 海 東 北 部 海 域(19°40′48″ —21°48′36″N, 118°43′12″—119°2′24″E)開展了底層海水溫度觀測。觀測斷面為陸坡-深海盆式斷面(圖1a 黑色實心圓), 東北-西南向橫跨300km, 站位深度范圍為2216～3201m, 各站位的海底地形粗糙度用20km×20km 內(nèi)水深數(shù)據(jù)的方差表示(見表1), 水深數(shù)據(jù)是General Bathymatric Charts of the Oceans(GEBCO) 2014 地 形 數(shù) 據(jù) (https://www.gebco.net/data_and_products/gebco_web_services/we b_map_service/gebco_2014_wms.html), 分辨率為30″。本次觀測共投放25 臺沉浮式OBS(ocean bottom seismometers)。固定在沉耦架上的OBS 被投放后,受沉耦架的重力作用而自由下落至海底并記錄數(shù)據(jù)。待坐底記錄完畢時, OBS 接收到聲學(xué)釋放指令,熔斷鋼絲熔斷, OBS 與沉耦架脫離, 并利用自身的浮力漂浮至海面。溫度傳感器固定在OBS 的邊緣,每臺OBS 搭載1 或2 個溫度傳感器, 其中2、3、5、7、9、11、13、14、19、20、21 和22 號等11 個站位的OBS 上搭載2 個溫度傳感器, 分別以2-1、2-2等表示(詳見表1)。除去工作錯誤和丟失的溫度傳感器, 測得有效溫度數(shù)據(jù)的OBS 站位總計22 個(圖1b黑色實心圓)。溫度傳感器測量OBS 下放、坐底和回收期間的海水溫度信息, 坐底時溫度傳感器位于海底上方約0.5m 處。假設(shè)OBS 下放和回收時勻速運動, 根據(jù)站位水深和溫度傳感器入水、到底、離底、出水的時間, 可估算出OBS 的平均下降速度約為0.84m·s–1, 平均上升速度約為0.66m·s–1。溫度傳感器由廣州歐納電子科技有限公司開發(fā)生產(chǎn), 傳感器長12.8cm, 直徑1.96cm, 重80g(含電池), 耐高壓(～10000m 水深), 具備預(yù)先編程的采樣模式, 方便每一次設(shè)置和操作, 噪音水平低(1.2×10–4℃), 分辨率為2×10–4℃, 精確度為±5×10–3℃。觀測期間, 溫度傳感器的采樣頻率設(shè)為8Hz。因本航次未開展溫鹽深水文觀測, 故選擇國家基金委南海開放航次水文數(shù)據(jù)庫中最靠近OBS 斷面的CTD 數(shù)據(jù)(圖1a 紅色五角星)作為參考, 其觀測時間為2017 年4 月30日, 其經(jīng)、緯度分別為117°44′24″E、19°15′36″N。該觀測內(nèi)容由SBE-911plusCTD 直讀式深海溫鹽深測量儀完成, 采樣頻率為 24Hz, 深度測量量程為0～6800m, 精度為量程的0.015%, 分辨率為量程的0.001%; 電導(dǎo)率測量精度為±3×10–4S·m–1, 分辨率為4×10–5S·m–1; 溫度測量精度為±1×10–3℃, 分辨率為2×10–4℃。

表1 各測站詳細(xì)信息Tab. 1 Detailed information of each station

圖1 研究區(qū)OBS 和CTD 站位示意圖該圖基于國家測繪地理信息局標(biāo)準(zhǔn)地圖服務(wù)網(wǎng)站下載的審圖號為GS(2016)1666 號的標(biāo)準(zhǔn)地圖制作; 圖中黑色實心圓為2019 年OBS 測站, 紅色五角星為2017 年CTD 站位Fig. 1 (a) The location of the OBS and CTD stations; (b)Regional bathymetric map indicated by the solid rectangle in the left panel; black dots are the OBS stations in 2019,and red pentagram are the CTD station in 2017

1.2 數(shù)據(jù)處理方法

1.2.1 標(biāo)定現(xiàn)場溫度、位勢溫(密)度和浮力頻率

溫度傳感器測得的原始數(shù)據(jù)為時間和電阻值。根據(jù)傳感器校正參數(shù), 將電阻值轉(zhuǎn)化為溫度后,根據(jù)OBS 下降、上升速度和溫度傳感器采集時間,推算出其深度信息, 得到OBS 下降和上升的溫度廓線。由于測量數(shù)據(jù)為現(xiàn)場溫度, 需將其轉(zhuǎn)化為位勢溫度和位勢密度, 再計算垂向溫度梯度和浮力頻率。以2017 年CTD 站位(圖1a 紅色五角星)測量的鹽度作為參考鹽度, 利用Gibbs-Sea Water 工具包, 將現(xiàn)場溫度廓線轉(zhuǎn)化為位勢溫度廓線和位勢密度廓線。圖2a、b 和c 中的灰線分別表示所有溫度傳感器的現(xiàn)場溫度、位勢溫度和位勢密度廓線。

根據(jù)所有溫度傳感器下放和回收測量所獲得的廓線, 統(tǒng)計計算得到該海域不同深度的平均層結(jié)和溫度梯度, 作為各個站位的背景層結(jié)和溫度梯度。其計算步驟如下:

1) 由位勢溫度廓線計算溫度梯度dθ/dz廓線(圖2d 灰線所示);

3) 求出每個站位2200～3200m 深度范圍內(nèi)每個深度對應(yīng)的溫度梯度和浮力頻率中值, 線性擬合溫度梯度、浮力頻率與深度的關(guān)系式(擬合直線由圖2d 和圖2e 中的黑線表示); 根據(jù)各站位水深, 得到背景溫度梯度和浮力頻率(如圖2d 和圖2e 黑線上的點所示)。

各站位背景溫度梯度和浮力頻率具體數(shù)值詳見表1。圖2 中溫度傳感器觀測廓線(灰)及溫度梯度/浮力頻率擬合直線(黑)和CTD 對應(yīng)的觀測廓線(紅)吻合較好。

圖2 溫度傳感器(灰)和CTD 數(shù)據(jù)廓線(紅)對比圖a. 現(xiàn)場溫度; b. 位勢溫度; c. 位勢密度; d. 溫度梯度; e. 浮力頻率; 圖d 和e 中的黑色線為擬合直線, 黑點代表背景值Fig. 2 Comparison of vertical profiles obtained with the temperature loggers (gray) and historical CTD data (red): (a)in-situ temperature; (b) potential temperature; (c) potential density; (d) temperature gradient; (e) buoyancy frequency. The black dotted line in (d) and (e) is the fitting line

1.2.2 湍動能耗散率和渦擴散系數(shù)

2 結(jié)果

2.1 底混合層

圖3 2 號站位Ellison 尺度(a)、湍動能耗散率和渦擴散系數(shù)時間序列(b)Fig. 3 Time series of turbulent kinetic energy dissipation rate and turbulent diffusion at station 2: (a) Ellison scale; (b)dissipation rate (black) and turbulent diffusivity (red)

海洋底層是海洋水體和地球固體邊界發(fā)生相互作用的交界處, 是海水能量的重要耗散地。海流和內(nèi)波等動力過程經(jīng)過海底粗糙地形, 發(fā)生剪切作用,造成水體翻轉(zhuǎn)混合, 從而形成海底混合層(Turnewitsch et al, 2003)。首先, 本文關(guān)注各站位近海底是否存在混合層結(jié)構(gòu), 以及底混合層的特征變化?；贠BS 下放和回收時溫度傳感器測得的溫度廓線, 根據(jù)混合層內(nèi)海水溫度均勻這一特征判斷底混合層BML(bottom mixed layer)的存在情況。從海底向上看, 當(dāng)某一深度海水與底層海水的溫度差超過閾值0.005℃時, 定義該深度到海底的距離為底混合層厚度(Beaulieu et al, 1998; Lozovatsky et al,2012)。圖4 展示了各站位OBS 下放和回收時溫度傳感器測得的溫度廓線。在13～19 號站位, 混合層厚度最大可達近100m, 而在16 號站位的上升廓線未發(fā)現(xiàn)底混合層。整個觀測斷面底混合層厚度變化范圍是0～151m(表1), 中值是37m。對于一般的下放式CTD, 回收時水體受到大體積采水瓶擾動, 傳感器測量的數(shù)據(jù)存在很大誤差, 因此分析時選用下放廓線, 而不選用回收廓線。由于本次觀測溫度傳感器放置于OBS 旁側(cè), 擾動誤差較小, 其下放和回收廓線可對比使用。如表1 和圖4 所示, 在大部分站位的下降和上升溫度廓線中, 發(fā)現(xiàn)底混合層厚度并不相同。在觀測的4.4d 內(nèi), 下降廓線與上升廓線的底混合層厚度平均變化24m。在4～6 號站位, 下降廓線的底混合層比上升廓線厚, 例如5 號站位的底混合層厚度變化最大, OBS 下降和上升前后的底混合層厚度分別為151m 和21m, 厚度變化為130m。這說明深海存在復(fù)雜多變的動力過程, 使得底混合層厚度在短短的4.4d 內(nèi)就發(fā)生了改變。

圖4 各站位OBS 下放(黑線)和回收(紅線)過程的位勢溫度廓線a. 1～12 號站位; b. 13～22 號站位Fig. 4 Potential temperature profiles acquired in the deployment (black) and recovery (red) processes at each site:(a) stations 1～12; (b) stations 13～22

2.2 底層溫度的分布特征

深海底層溫度是反映深海底邊界層動力過程和結(jié)構(gòu)的基礎(chǔ)參量。本文通過各站位的底層海水溫度時間序列分析海水溫度的變化特征。圖5a 展示了各站位底層海水溫度時間序列中值隨緯度的變化, 其中1～16 號站位位于深海盆, 17～22 號站位位于陸坡-深海盆過渡區(qū), 整個觀測斷面的底層海水溫度時間序列中值為2.08～2.21℃。對比圖5c 發(fā)現(xiàn), 底層海水溫度中值隨緯度的變化趨勢與地形變化趨勢基本相同。本次觀測測得南海東北部2216～3201m 深度范圍內(nèi), 深海盆及陸坡-深海盆過渡區(qū)海底上方0.5m 處, 底層海水溫度在2.15℃上下波動。

圖5 各站位底層溫度和湍流混合的空間分布a. 位溫中值和浮力頻率, 其中誤差棒代表溫度的標(biāo)準(zhǔn)差; b. 湍動能耗散率和渦擴散系數(shù); c. 地形起伏Fig. 5 Spatial distribution of turbulent mixing and bottom temperature at each station: (a) median value of potential temperature and buoyancy frequency, the error bar represents the standard deviation of temperature; (b) turbulent kinetic energy dissipation rate and turbulent diffusivity; (c) topographic relief

各站位底層海水溫度的時間序列如圖6 所示,圖中各站位按深度由淺到深依次排列。為能更直觀地展示各站位底層海水的溫度變化, 將各站位底層海水溫度的時間序列向上或向下平移。由于科考船從1 號站位依次向北下放和回收OBS, 各站位的底層海水溫度時間序列起始時間并不相同。由圖6 可知, 各站位底層海水溫度隨著站位深度的增加而減小, 但各站位底層海水溫度的低頻波動并非隨著深度的增加而單調(diào)地減小。圖6 中各站位底層海水的溫度波動大小隨深度的變化未呈現(xiàn)出明顯的規(guī)律,如15、17 和19 號站位底層海水溫度波動較小, 而1、9、14 和16 號站位波動較大。深度最深(3201m)的1號站位, 其溫度波動可達0.2℃。此外, 11、14 和22號站位底層海水溫度在保持漲落的同時整體呈上升趨勢, 而5 號站位呈下降趨勢。由此可見, 深海底層海水并非都處于穩(wěn)定狀態(tài)。

圖6 各站位底層海水溫度時間序列圖中左側(cè)文字標(biāo)注為: 站位號(站位水深)+/-平移溫度值Fig. 6 Time series of bottom-water temperature at each station

海水的溫度高頻漲落間接反映水體的不穩(wěn)定性,是利用Ellison 尺度方法估算湍流耗散率的數(shù)據(jù)基礎(chǔ)。圖7a 表示各站位底層海水溫度時間序列的標(biāo)準(zhǔn)差隨站位深度的分布, 計算標(biāo)準(zhǔn)差時去除了低頻的溫度波動, 具體計算方法見本文1.2.2 節(jié)。本次觀測斷面底層海水的溫度變化量級約為10–4～10–3℃。與溫度波動相同, 溫度漲落與站位深度也不存在明顯的正比關(guān)系。1 號站位比3 號站位深28m, 該站位底層海水溫度的漲落卻是3 號站位的近4 倍。16 和17號站位相鄰, 深度僅相差29m, 16 號站位底層海水的溫度漲落卻是17 號站位的近6 倍。綜上可知, 底層海水溫度低頻的波動和高頻的漲落均未隨深度的增加而減小, 表明各觀測站位的動力環(huán)境并不相同,深水站位可能存在較強的動力過程。

圖7 各站位底層溫度和湍流混合隨站位深度的分布a. 溫度時間序列標(biāo)準(zhǔn)差; b. 湍動能耗散率; c. 渦擴散系數(shù)Fig. 7 Distributions of bottom temperature and turbulent mixing with depth: (a) standard deviation of temperature time series;(b) turbulent kinetic energy dissipation rate; (c) turbulent diffusivity

2.3 湍流混合的分布特征

本文基于Ellison 尺度方法估算了各站位的湍流混合大小(表1)。圖5b 給出了各站位底層湍動能耗散率(黑)和渦擴散系數(shù)(紅)時間序列中值隨緯度的分布。緯度最低處1 號站位湍流混合最強, 湍動能耗 散 率 為 2.8×10–9m2·s–3, 渦 擴 散 系 數(shù) 為7.9×10–3m2·s–1。隨著緯度的增高, 2～7 號站位的湍流混合呈減小趨勢, 湍動能耗散率在7 號站位減小至2.1×10–10m2·s–3, 渦擴散系數(shù)減小至2.27×10–4m2·s–1。隨后湍動能耗散率在 8 號站位增大至1.58×10–9m2·s–3, 渦擴散系數(shù)減小至 1.5×10–3m2·s–1,僅次于1 號站位。9～22 號站位的湍動能耗散率在4.42×10–10m2·s–3上 下 波 動, 渦 擴 散 系 數(shù) 在4.66×10–4m2·s–1上下波動。對比圖5c 發(fā)現(xiàn), 湍動能耗散率和渦擴散系數(shù)隨緯度的變化趨勢與地形變化趨勢有一定的相似性。

為進一步分析兩者與地形深度的關(guān)系, 由圖7b和圖7c 分別給出各站位的中值及平均值隨站位深度的變化。由圖7b 和圖7c 可知, 無論是中值還是平均值, 不同站位深度的耗散率大小相當(dāng), 略有減小。中值變化范圍為1.3×10–10～2.8×10–9m2·s–3, 平均值變化范圍為4.6×10–10～1.1×10–8m2·s–3。由于該海域底層海水層結(jié)相差較小(見圖2e ), 不同站位深度的渦擴散系數(shù)同樣大小相當(dāng), 中值和平均值變化范圍分別是1.8×10–4～7.9×10–3m2·s–1和6.7×10–4～3.1×10–2m2·s–1。1 號站位深度最深, 但其耗散率與渦擴散系數(shù)卻是最大, 平均值甚至可達 1.1×10–8m2·s–3和3.1×10–2m2·s–1。對比深度相近的1 和3 號站位及16和17 號站位, 1 號站位的湍動能耗散率和渦擴散系數(shù)比3 號站位大1 個數(shù)量級, 16 號站位的湍動能耗散率和渦擴散系數(shù)是17 號站位的4 倍。綜上所述,由于觀測位置距海底約0.5m, 處于海水與固地邊界作用的底邊界層內(nèi), 其海底的混合無論深度大或小,耗散率與擴散系數(shù)均較大。底層不同站位之間也存在明顯的空間差異, 其變化約在1 個量級范圍內(nèi)。深海盆(1～16 號站位)及陸坡-深海盆過渡區(qū)(17～22號站位)底層的湍動能耗散率量級為10–10～10–9m2·s–3,渦擴散系數(shù)量級為10–4～10–3m2·s–1, 比開闊大洋背景擴散系數(shù)(10–5m2·s–1)高出1～2 個數(shù)量級。

3 討論

3.1 地形粗糙度對底層湍流混合的影響

由圖6 和圖7 可知, 南海北部近海底存在較強的湍流混合, 同時呈現(xiàn)出明顯的空間差異性, 這可能是由局地地形的不同粗糙程度引起。大量觀測實驗表明, 海山、海底山脊、大陸坡和海底峽谷等海底地形粗糙度大的海域均存在強湍流混合(Toole et al, 1997; Polzin et al, 1997; Nash et al, 2007; Kunze et al, 2012)。為探究海底地形粗糙度對底層湍流混合的影響, 由圖8 給出各站位湍動能耗散率(黑)和渦擴散系數(shù)(紅)隨地形粗糙度的變化分布, 圖中數(shù)字標(biāo)號為站位號。結(jié)合圖5c 的地形可知, 1 號站位地形粗糙度最大, 位于海山山頂, 底層湍流混合最強。17號站位位于陸坡-深海盆過渡區(qū)的凹槽, 地形粗糙度也較大, 但底層湍流混合卻最小。16 號站位與17號站位相鄰, 其地形粗糙度為17 號站位的1/3, 但湍動能耗散率和渦擴散系數(shù)卻是17 號站位的4～5倍。8 號站位地形粗糙度較小, 位于海山山腳, 但湍流混合較強, 僅次于1 號站位。另外, 從圖8 可以看出, 無論是耗散率還是渦擴散系數(shù), 兩者均未隨地形粗糙度的增加而增大。除去1 號站位, 耗散率和渦擴散系數(shù)隨地形粗糙度的增加甚至有減小的趨勢。這說明現(xiàn)有觀測數(shù)據(jù)未能顯示底層湍流混合與地形粗糙度存在明顯的相關(guān)性。過去不少研究工作發(fā)現(xiàn), 底層混合隨地形粗糙度的增大而增大。例如,Jing 等(2011)發(fā)現(xiàn)西北太平洋盆地中部海槽和Okidaito 海脊處海底地形粗糙度為3×105m2, 該處近海底1500m 的擴散系數(shù)達10–4m2·s–1, 比平坦地形處高出1 個數(shù)量級。本文觀測點非常靠近海底(離底0.5m), 局地的底層動力環(huán)境和地形對觀測點的湍流混合影響更大, 而觀測斷面不同站位的局地底層環(huán)境和地形可能存在較大差異, 造成底層湍流混合與地形粗糙度的相關(guān)性不明顯。Huang 等(2021)基于2018 年在南海北部測量的底層海水溫度數(shù)據(jù), 同樣沒有發(fā)現(xiàn)湍流混合與地形粗糙度存在明顯的相關(guān)性。此外, 本文各站位的地形粗糙度均較小且變化范圍小(102～103m2), 可能未體現(xiàn)出地形粗糙度的影響。根據(jù)Li 等(2014)對西北太平洋底層混合和地形粗糙度關(guān)系的研究, 地形粗糙度變化范圍達到4 個量級(102～106m2)才能顯示出兩者的相關(guān)規(guī)律。

圖8 不同地形粗糙度下各站位的湍動能耗散率和渦擴散系數(shù)圖中同一站位的耗散率和渦擴散系數(shù)呈垂直對應(yīng)Fig. 8 Turbulent kinetic energy dissipation rate (black) and turbulent diffusivity (red) at each station with different terrain roughness

3.2 內(nèi)潮對底層湍流混合的影響

相對海表而言, 由風(fēng)產(chǎn)生的機械能輸入對深海底層的影響較小, 內(nèi)潮是深?；旌线^程的主要能量來源。趙玖強(2019)通過利用南海深海錨系觀測系統(tǒng)發(fā)現(xiàn)南海北部深海以全日潮占主導(dǎo)地位。本文推測各站位底層湍流混合的差異可能與內(nèi)潮有關(guān)。

將22 個站位底層海水溫度時間序列減去平均溫度, 計算功率譜, 得到溫度信號在不同頻率上的能量分布。結(jié)果表明每個站位的能譜峰值位置所對應(yīng)的頻率并不相同(圖9), 大致可劃分為4 種類型:1、2、3、6、9、16 號站位存在明顯的全日信號(圖9a); 19、21、22 號站位存在明顯的半日信號(圖9d);8、9、11、12、13、14、15、20 號站位既有明顯的全日信號又存在明顯的半日信號(圖9b); 而4、5、7、10、17、18 號站位的全日與半日信號均不明顯(圖9c)。結(jié)合各站位的地形分布 (圖5c)發(fā)現(xiàn), 具有全日信號的站位多數(shù)位于深度較深的海盆區(qū)域; 而半日信號較強的站位主要位于斷面北部較淺的陸坡-海盆過渡區(qū)(19～22 號站位); 在兩者中間的過渡區(qū)域,既存在全日與半日信號較強的站位, 也存在無全日與半日信號的站位。

圖9 2019 年5 月觀測期間1、4、8 和19 號站位的溫度功率譜圖中虛線分別表示全日和半日潮頻率Fig. 9 Temperature variance spectra at stations 1, 4, 8, and 19 over the entire observational period in May 2019. Dashed lines denote durnal and semi-durnal tide frequencies

圖5b 中除1 號站位外, 以20°30'N 為分界線,20°30'N 以北的站位(8～22 號站位)湍動能耗散率中值為4.98×10–10m2·s–3, 20°30'N 以南的站位(2～7 號站位)湍動能耗散率中值為1.92×10–10m2·s–3, 北側(cè)站位的湍動能耗散率明顯強于南側(cè)站位。觀測斷面全日、半日內(nèi)潮的空間分布及底層湍流混合的南北差異與Xu 等(2014)提出的呂宋海峽以西深海盆內(nèi)內(nèi)潮生成的南北不對稱性是一致的。正壓潮流經(jīng)呂宋海峽時, 與海峽內(nèi)地形發(fā)生相互作用,激發(fā)產(chǎn)生內(nèi)潮。呂宋海峽地形在經(jīng)向上呈不對稱,內(nèi)潮由于在反射和折射過程中受到不同地形的影響, 在緯向和經(jīng)向上都呈現(xiàn)出高度的空間差異性。內(nèi)潮向西傳播導(dǎo)致了呂宋海峽以西深海盆內(nèi)內(nèi)潮的南北不對稱性, 具體表現(xiàn)為深海盆南側(cè)(19°30'N)的全日內(nèi)潮動能是半日內(nèi)潮的 3～4 倍,而北側(cè)(21°N)的全日內(nèi)潮能量與半日內(nèi)潮相當(dāng)。此外, 內(nèi)潮在傳播過程中, 受背景場的影響表現(xiàn)出非相干性。內(nèi)潮在呂宋海峽生成后, 向北傳播的距離大于向南傳播的距離, 北側(cè)的非相干信號強于南側(cè)(Xu et al, 2013, 2014; Cao et al, 2017),這也和本文北側(cè)底層湍流混合強于南側(cè)的情況一致。

基于由溫度功率譜劃分的4 種不同類型的站位, 本文分別選取了1、4、8 和19 號站位, 分析其溫度和耗散率的時間變化特征。圖10 展示了這4 個站位在5 月15 日—20 日期間的底層海水溫度、底層湍動能耗散率和正壓潮潮高時間序列, 正壓潮潮高由TPXO8.0 潮汐工具包計算得到。如圖10所示, 4 個站位的正壓潮變化基本一致, 但不同站位的底層溫度與耗散率變化卻差異很大, 因此推測底層溫度變化受正壓潮的影響較小。這些站位的溫度變化包含不同周期(數(shù)小時至一天)的漲落,說明溫度變化受斜壓潮(內(nèi)潮)影響更大。再者, 大多數(shù)站位的溫度能譜在全日和半日頻帶區(qū)間出現(xiàn)譜峰, 表明全日、半日內(nèi)潮在底層海水溫度變化中起主要調(diào)制作用。大量觀測研究發(fā)現(xiàn)南海北部存在異常活躍的內(nèi)潮活動(Zhao et al, 2004; Simmon et al, 2011; Ma et al, 2013; 梁輝等, 2016), 本文的觀測結(jié)果也印證了這一點。

圖10 2019 年1(黑)、4(藍(lán))、8(紅)和19(灰)號站位底層位溫(a)、湍動能耗散率(b)和正壓潮潮高時間序列(c)Fig. 10 Time series of bottom temperature at stations 1 (black), 4 (blue), 8 (red), and 19 (gray) in 2019: (a) bottom potential temperature; (b) turbulent kinetic energy dissipation rate; (c) barotropic tidal elevation predicted from TPXO 8.0

4 結(jié)論

本文基于高分辨率溫度傳感器于2019 年5 月在南海東北部22 個站位海底上方0.5m 處持續(xù)觀測4.4d 的溫度數(shù)據(jù), 分析了2216～3201m 范圍內(nèi)底層海水溫度的時間變化特征, 根據(jù)Ellison 尺度方法計算了底層湍動能耗散率和渦擴散系數(shù), 探討了地形粗糙度和內(nèi)潮對底層湍流混合的影響。

底混合層厚度無論是在空間還是時間上都存在巨大的差異, 4.4d 內(nèi)同一站位的混合層厚度最大可相差130m。觀測斷面的底層海水溫度為2.08～2.21℃,各站位底層海水的溫度變化量級約為10–4～10–3℃,溫度的低頻波動及高頻漲落都并非隨著深度的增加而減小, 表明南海東北部底層存在豐富的具有時空差異性的動力過程。

由Ellison 尺度方法估算的混合參數(shù)表明, 深海盆及陸坡-深海盆過渡區(qū)的底層湍動能耗散率量級為10–10～10–9m2·s–3, 渦擴散系數(shù)量級為10–4～10–3m2·s–1, 整體比開闊大洋高1～2 個量級。底層混合同樣存在明顯的空間差異特征, 耗散率與渦擴散系數(shù)隨深度的增加沒有出現(xiàn)顯著的減小趨勢。湍動能耗散率和渦擴散系數(shù)均未隨地形粗糙度的增加而增大, 現(xiàn)有觀測數(shù)據(jù)未能顯現(xiàn)底層湍流混合與地形粗糙度存在明顯的相關(guān)性。通過分析各站位的溫度能譜圖發(fā)現(xiàn)存在4 種不同的譜型,全日和半日信號情況各異。對比4 種類型站位的溫度、耗散率與正壓潮潮高的時間變化, 發(fā)現(xiàn)溫度變化更多地受斜壓潮影響, 全日、半日內(nèi)潮起主要調(diào)制作用。底層湍流混合的空間分布特征與呂宋海峽以西深海盆內(nèi)潮的南北不對稱性相似。與以往的南海湍流混合研究結(jié)果相比, 本方法計算得到的混合大小在合理范圍之內(nèi)。對于內(nèi)潮的南北不對稱性影響底層湍流混合空間差異性的具體機制, 有待結(jié)合高分辨率模式及精細(xì)地形開展進一步的研究。