田永青，陳航宇，周喜武，潘愛軍，邱 云,2

(1.自然資源部第三海洋研究所，福建 廈門 361005;2.青島海洋科學與技術國家實驗室，山東 青島 266237)

海洋觀測技術的每次革新都將促進海洋研究的進步。1989年美國人Stommel首次提出了采用一種能夠在水下作滑翔運動的浮標進行海洋環(huán)境調查的設想，這是水下滑翔機的最初概念。截止目前，美國已開發(fā)出Slocum、Spray和SeaGlider等多款水下滑翔機產(chǎn)品[1-3]，并得到廣泛應用。國內科研機構天津大學和中科院沈陽自動化研究所率先于2014年分別開展“海燕”和“海翼”水下滑翔機[4-6]的海試工作，兩家單位都獲取了大量水平空間上的加密觀測數(shù)據(jù)，實驗的各項指標均測試合格，正式標志著我國自主設計生產(chǎn)的水下滑翔機突破了國外技術的封鎖，向建設海洋強國邁出了堅實的一步。

國外海洋學家率先利用水下滑翔機開展了大量研究，發(fā)現(xiàn)了許多傳統(tǒng)觀測手段未發(fā)現(xiàn)的現(xiàn)象。Castelao等(2008)在中大西洋灣首次基于持續(xù)的水下滑翔機觀測，揭示了該海灣5—10月受徑流及風的影響，陸架100 km范圍的表層10 m以淺存在低鹽水[7]。Todd等(2011)基于水下滑翔機觀測，在美國加利福尼亞近岸海域發(fā)現(xiàn)加利福尼亞流系(CCS)的向極流支存在不連續(xù)性[8]。Simón等(2012)基于持續(xù)的水下滑翔機觀測，配合錨系數(shù)據(jù)和大氣模式在白令海揭示了強風(風速大于20 m/s)導致的海洋強混合層事件，并刻畫了混合層更小尺度的變化[9]。Domingues等(2015)利用水下滑翔機觀測揭示了加勒比海上層海洋對“岡薩洛(Gonzalo)”臺風的響應，結果發(fā)現(xiàn)障礙層阻礙了臺風期間海表的降溫[10]。Johnston 等(2015)利用7年間的5萬多條水下滑翔機剖面數(shù)據(jù)研究了美國加利福尼亞近岸海域內潮和半日潮的分布狀況及其季節(jié)和年際變化[11]。我國海洋學家近幾年也開始將水下滑翔機應用于海洋研究中。Qiu等(2015)在南海北部利用26 d的水下滑翔機連續(xù)觀測，研究了海洋對2個強風過程的降溫響應[12]。Shu(2015)和Liu等(2019)分別利用南海北部獲取的水下滑翔機數(shù)據(jù)，分析了一個暖渦的精細結構，并解釋了其來源[13-14]。

2017年8—10月，自然資源部第三海洋研究所牽頭實施的中國大洋45航次第二航段在熱帶東太平洋開展了水下滑翔機實驗，張磊等(2019)[15]利用航次的CTD數(shù)據(jù)揭示了該海域10°N斷面的水團構成自上而下分別為東部赤道-熱帶水團(E-ETWM)、北太平洋中央水團(NPCW)[16-18]、加利福尼亞流系水團(CCS)[19-20]、南太平洋中央水團(SPCW)[16]、太平洋亞北極水團(PSWM)[20]和太平洋深層水團(PDW)[20-22]。本研究進一步利用航次期間我國首次在該海域投放的中科院沈陽自動化研究所自主研發(fā)的水下滑翔機觀測的溫鹽數(shù)據(jù)，揭示了該海域利用傳統(tǒng)大面觀測難以發(fā)現(xiàn)的北太平洋中央水(NPCW)的一些細尺度結構。

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 設備及數(shù)據(jù)概況

國產(chǎn)“海翼”基本型水下滑翔機搭載的溫鹽傳感器為海鳥GPCTD，工作頻率為1 Hz，滑翔機設置的采樣間隔為6 s，輸出要素為時間、電導率、溫度和壓力，設計下潛深度1 000 m。本次觀測使用兩臺水下滑翔機J004和J006進行對比觀測，J004工作下潛深度設計500 m，J006下潛深度設計1 000 m。水下滑翔機工作原理詳見文獻[23]。

J004的觀測時間為2017年8月25日至2017年9月3日。J006的觀測時間為2017年8月25日至2017年9月1日。工作航跡如圖1所示。

圖1 水下滑翔機航跡圖及同期的CTD、Argo測站Fig.1 Track map of underwater glider and stations for CTD and Argo observations during the same period

兩臺水下滑翔機各項運動指標見表1。水下滑翔機平均垂向速度約0.12～0.17 m/s，采樣間隔6 s。

表1 兩臺水下滑翔機工作指標Tab.1 Working index of two underwater gliders

1.2 數(shù)據(jù)處理過程

水下滑翔機數(shù)據(jù)的一些技術處理參考Liu等(2020)方法[24]，具體處理步驟如下：

①首先進行水下滑翔機GPS地理位置信息著陸檢查，排除位置異常數(shù)據(jù)。

②鹽度的計算，本研究采用海鳥軟件中鹽度計算模塊。

③可能受Glider安裝的位置和Glider運動產(chǎn)生的湍流影響，上升剖面數(shù)據(jù)易產(chǎn)生一些毛刺，故統(tǒng)一取下降剖面。剖面位置統(tǒng)一選取下潛前的位置。

④水下滑翔機的水泵在0～10 m關閉，部分剖面10 m以淺數(shù)據(jù)缺失，計算數(shù)據(jù)統(tǒng)一取10 m以深。

⑤10 m以深個別層缺失數(shù)據(jù)，采用線性插值進行補充。

⑥利用海鳥軟件經(jīng)過濾波、延時校準、逆壓訂正、熱滯后校正等步驟處理后，再逐條剖面檢驗，人工刪除異常值。最后得到質控后的良好數(shù)據(jù)。

1.3 數(shù)據(jù)評估

水下滑翔機J006投放時，篩選了同期距離J006最近的Argo[25](位置見圖1)進行比測，J006與比測Argo位置相差18 km，觀測時間相差5 d。選擇距離J004觀測剖面最近的CTD測站(圖1紅圈)進行比測，兩者位置相差6 km，時間相差10 d。

考慮到兩種設備觀測時間與地點具有一些差異，且海表受外強迫(風、熱通量、降雨等)影響顯著，海洋上層存在著顯著的日變化、內潮、近慣性振蕩等高頻波動，圖2也反映了躍層以淺溫度和鹽度的偏差相對較大。躍層以深受外界強迫較小，5～10 d內變化較小。J006與Argo在200～500 m層溫度偏差最大0.454 ℃，鹽度最大偏差僅0.018[圖2(b)]。J004與CTD在200～500 m層溫度偏差最大為0.230 ℃，鹽度最大偏差僅0.017[圖2(d)]。經(jīng)過多臺不同類型設備的比測，一定程度上驗證了水下滑翔機溫鹽觀測的準確性。

圖2 水下滑翔機與不同設備的溫鹽比測Fig.2 Comparison of temperature/salinity obtained with underwater glider and other equipments(a)J006與Argo的溫鹽曲線，(b)J006與Argo的溫鹽偏差，(c)J004與CTD的溫鹽曲線，(d)J004與CTD的溫鹽偏差;紅色為溫度，藍色為鹽度。

1.4 障礙層的確定

障礙層定義為等溫層和混合層之差，由于梯度法能較好的識別出等溫層(混合層)與躍層的拐點，故按如下公式計算：

ΔD=Lther-Lpycn

(1)

式(1)中Lther和Lpycn分別以溫躍層和密躍層的上界深度(m)(以下簡稱深度)來計算。溫躍層和密躍層深度的確定按邱章等(1996)的處理方法[26]，計算標準分別為：

溫躍層強度：ΔT/ΔZ=0.05 ℃/m

密度躍層強度：Δσt/ΔZ=0.015 kg/m2

參照躍層的定義，本研究把Lther和Lpycn既分別

表示溫躍層和密躍層的深度，也分別視為障礙層的下界和上界深度，ΔD為障礙層的厚度。

水體層結狀態(tài)為內波存在的重要環(huán)境參量，以振蕩頻率N來表征：

(2)

2 結果與討論

2.1 水團分析

對水下滑翔機J004和J006所有質控后的觀測剖面數(shù)據(jù)進行T-S點聚圖分析(圖3)。

依據(jù)水團濃度混合理論中混合曲線的確定法[27-28]可以確定水團個數(shù)，若溫鹽混合曲線有N個顯著的拐點，則水團組成為N+2個。由圖3可知該溫鹽混合曲線有6個顯著的拐點，即水團組成應為8個。但張磊等(2019)[15]利用CTD實測資料分析熱帶中東太平洋水團組成時發(fā)現(xiàn)該海域僅存在6個水團，50 m以淺為東部赤道-熱帶水團(E-ETWM)，溫度高于28 ℃，鹽度介于33.06～34.60；50～120 m層為北太平洋中央水(NPCW)[16-18]，溫度介于18～28 ℃，核心層鹽度最大值可達35.09；120～180 m層為加利福尼亞流系水團(CCS)[19-20]，溫度介于12～18 ℃，鹽度介于34.18～34.60；180～400 m層為南太平洋中央水團(SPCW)[16]，溫度由12 ℃降到9 ℃，鹽度變化范圍為34.60～34.74；400～1 500 m層為太平洋亞北極中層水團(PSIW)[20]，溫度介于3～9 ℃，鹽度值較上層有所降低，介于34.50～34.60；1 500～6 000 m溫鹽差異很小的底層水團為太平洋深層水團(PDW)[20-22]。

圖3 水下滑翔機觀測溫鹽曲線的T-S點聚圖Fig.3 Scatter diagrams of temperature and salinity data observed by underwater glider紅色“+”為J004觀測數(shù)據(jù)，綠色“·”為J006觀測數(shù)據(jù)，A、D、E、F、G分別為該海域東部赤道-熱帶水團(E-ETWM)、北太平洋中央水(NPCW)、加利福尼亞流系水團(CCS)、南太平洋中央水團(SPCW)、太平洋亞北極中層水團(PSIW)的核心。

分析水下滑翔機J004觀測的溫度、鹽度和密度剖面(圖4)。

圖4 水下滑翔機J004觀測的水文要素斷面Fig.4 Section of hydrological elements observed by underwater glider J004頂軸“·”代表站位位置，下同。

由圖4可以發(fā)現(xiàn)該海域北太平洋中央水(NPCW)的60～80 m層分布著一層低鹽水[后文統(tǒng)稱中間層低鹽水，見圖4(b)中黑實線范圍]，低鹽核心呈稀疏的斑片狀水平分布。中間層低鹽水的存在造成了T-S點聚圖中多出B、C 2個拐點，進而呈現(xiàn)8個水團的構成。

為進一步驗證該現(xiàn)象的真實性，分析另一臺水下滑翔機J006的觀測結果(圖5)。

圖5 水下滑翔機J006觀測的水文要素斷面Fig.5 Section of hydrological elements observed by underwater glider J006

由圖5可知，北太平洋中央水(NPCW)60～80 m層分布的中間層低鹽水[見圖5(b)黑實線范圍]仍清晰可見。由于J006觀測剖面水平距離是J004的一倍，空間精度低一倍，故揭示的中間層低鹽水現(xiàn)象沒有J004明顯，這也解釋了張磊等(2019)[15]基于2°水平間隔的CTD觀測數(shù)據(jù)為何沒有發(fā)現(xiàn)該中間層低鹽水。

2.2 形成機制分析

熱帶東太平洋降雨充沛，年降雨量可達3 000 mm以上[18]，表層鹽度顯著降低，上層20 m附近形成強的鹽度躍層，20～150 m的躍層范圍內等鹽線存在高頻波動信號，等溫線、等密線在此范圍高頻波動信號同樣清晰，根據(jù)圖4、5中等溫(密)線的波數(shù)以及表1中的觀測時間，粗略計算出波周期約為12 h，可知波動信號為半日內潮。一個有趣的現(xiàn)象是60～80 m范圍內等鹽線并無波動信號，等溫線和等密線分布稀疏。分析發(fā)現(xiàn)該層次位于障礙層的底部，而障礙層對應浮力頻率極小值區(qū),具有較弱的層結穩(wěn)定性[29-30]。而內潮存在的背景場需要穩(wěn)定的層結，可能是障礙層底部較弱的層結穩(wěn)定性使得60～80 m范圍內不支持潮信號的生成與傳輸。

為探究障礙層與中間層低鹽水的關系，將J004水下滑翔機觀測的整條斷面做水平平均，以期消除潮和近慣性振蕩等較高頻信號。選取上層200 m進行重點研究(圖6)。

圖6 斷面水平平均的水文要素垂向分布廓線Fig.6 Profile of vertical distribution of hydrological elements averaged by the whole section at horizontal direction水溫(紅實線)、鹽度(藍虛線)、密度(黑實線)和浮力頻率(粉實線)，ML表示混合層，BL表示障礙層，MLLSW表示中間層低鹽水密度。

由圖6可知，斷面水平平均的混合層深度20 m，等溫層深度60 m，障礙層的深度范圍為20～60 m，且障礙層深度范圍內浮力頻率較小，浮力頻率在障礙層的底部60 m附近達到極小值。60～80 m的中間層低鹽水剛好位于障礙層的底部，浮力頻率從60～80 m開始逐漸增加，并在80 m處達到極大值，70～120 m浮力頻率為最大值區(qū)，海洋環(huán)境適合內波的形成及傳播。由圖4、5可知，70～120 m范圍內內波信號顯著，且振幅最大值也位于該深度范圍內。此次調查區(qū)域，100 m層附近為高鹽的北太平洋中央水(NPCW)與低鹽的加利福尼亞流系水(CCS)的交界面[15]，界面處較強的內波可將界面下低鹽的加利福尼亞流系水(CCS)抬升至障礙層底部的60～80 m處，問題是為何內波攜帶界面下的低鹽水向上抬升僅止步于60 m?我們猜測一個可能的原因是障礙層底部60 m為浮力頻率極小值區(qū)，弱層結區(qū)類似于一個“陷阱”，內波攜帶的低鹽水到達此處后無法繼續(xù)傳播，因此內波攜帶100 m界面下低鹽的加利福尼亞流系水(CCS)至此后能夠較長時間的存留。另外，由圖4、5可知內波在70～120 m范圍內波動最大振幅可達30 m，能量平衡上也符合100 m層界面下低鹽的加利福尼亞流系水(CCS)剛好被內波攜帶至60～80 m層。

為進一步驗證中間層低鹽水的形成主要受內波攜帶界面下的低鹽水向上抬升調控，截取J004觀測到的包含一個內波事件事件段的溫鹽剖面進行分析(圖7)。

圖7 J004觀測到的內波影響下的溫鹽斷面分布Fig.7 Distribution of temperature and salt section under the influence of internal waves observed by J004等值線代表水溫(℃)，填充色代表鹽度，頂軸“·”代表站位位置。

圖7顯示8月31日10時在154.25°W附近發(fā)生了一次較強的內波事件，受內波強剪切影響，等密度面產(chǎn)生較大的波動，圖中表現(xiàn)為躍層附近75～130 m范圍內的溫度等值線和鹽度等值線均產(chǎn)生強的拉伸，154.25°W東側的水體向下運動，將海洋上層的能量向下傳，而154.25°W西側的水體則向上抬升，將深層較冷而淡的海水連同營養(yǎng)物帶到較暖的淺層，圖中顯示120 m處的低鹽水被抬升至85 m附近，與圖4、5顯示的中間層低鹽水位置接近。通過個例分析進一步證實了內波是中間層低鹽水產(chǎn)生的動力機制。而圖4、5與圖7中均顯示中間層低鹽水呈不連續(xù)分布，結合圖中內波的振幅強度可以推測，可能是該海域內波的強度不強所致。

朱良生等(2002)指出障礙層是阻礙海洋上層熱量向下層傳輸?shù)囊粋€水層[29]。潘愛軍等(2009)同時指出，海表風攪拌產(chǎn)生的湍動能在向下傳輸過程中，大部分湍動能被較淺的鹽度層結阻擋,限制在混合層以上,部分穿透混合層底的湍動能再次被溫躍層阻擋[30]。因此，障礙層也阻礙了上層的熱能和湍動能向下傳輸，使得50～60 m層高鹽的北太平洋中央水(NPCW)不致于和中間層低鹽水產(chǎn)生混合。

2.3 討論

本研究發(fā)現(xiàn)北太平洋中央水(NPCW)的60～80 m層分布著中間層低鹽水的現(xiàn)象是基于水下滑翔機獲取的連續(xù)剖面(時間間隔2～4 h，空間間隔2～4 km)的溫鹽數(shù)據(jù)，傳統(tǒng)的船載CTD大面觀測受空間精度與時間精度的制約難以發(fā)現(xiàn)，錨系觀測雖然可以識別更高頻的信號及現(xiàn)象，但只能單點固定觀測，成本極高。水下滑翔機的觀測一定程度上融合了兩者的優(yōu)點，且成本較低。此外，水下滑翔機還可以用于敏感海區(qū)的觀測，避免受外界干擾。水下滑翔機也適用于鋒面、渦旋、躍層等海洋環(huán)境變化劇烈的海域進行加密觀測，獲取相關水團精細結構的特征。

本次調查發(fā)現(xiàn)的中間層低鹽水的形成依賴于海洋環(huán)境存在障礙層，垂向上相鄰水團的交界面位于障礙層下方，交界面處的內潮能量剛好可以向上傳輸至障礙層下界面。我們猜測中間層低鹽水的形成與障礙層的厚度和位置、內潮能量的強弱以及相鄰水團垂向疊置的位置密切相關，至于存在障礙層的其他海域，是否也存在類似現(xiàn)象，值得我們進一步去深入研究和歸納。

3 結論

基于我國首次在熱帶東太平洋海域開展的水下滑翔機觀測的溫鹽數(shù)據(jù)，得出如下結論：

(1)國產(chǎn)水下滑翔機觀測的溫鹽數(shù)據(jù)準確可靠，未來可廣泛應用于大洋深海觀測。

(2)本次在熱帶東太平洋調查海域發(fā)現(xiàn)北太平洋中央水(NPCW)(50～100 m)的60～80 m層分布著中間層低鹽水，中間層低鹽水來源于北太平洋中央水下方的加利福尼亞流系水(CCS)。

(3)調查海域60～80 m中間層低鹽水形成的動力機制可能主要受躍層附近的內波控制，分布狀態(tài)與內波強度密切相關。同時受上層(20～60 m)障礙層的影響，障礙層底部60 m的弱層結區(qū)類似于一個“陷阱”，內波攜帶的下方低鹽水到達此處后無法繼續(xù)傳播，故中間層低鹽水僅僅出現(xiàn)在60～80 m。另外，障礙層阻礙了海表熱量和湍動能的向下傳輸，抑制了50～60 m層高鹽的北太平洋中央水和中間層低鹽水的混合，使得中間層低鹽水能夠較長時間的存留于北太平洋中央水的60～80 m層中。

致謝：感謝中國Argo實時資料中心提供的Argo數(shù)據(jù)，用于本研究數(shù)據(jù)比測與驗證；感謝中國大洋45航次所有參航隊員的付出，提供本研究使用的CTD等觀測數(shù)據(jù)。