馬里亞納海溝萬米級(jí)水文觀測研究*

馬 克 陳朝暉,2① 李卓然 宋振杰 袁志偉武 斌 焦 強(qiáng) 王志民

(1. 中國海洋大學(xué) 物理海洋教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室/深海圈層與地球系統(tǒng)前沿科學(xué)中心 青島 266100; 2. 青島海洋科學(xué)與技術(shù)試點(diǎn)國家實(shí)驗(yàn)室 海洋動(dòng)力過程與氣候功能實(shí)驗(yàn)室 青島 266237; 3. 中國海洋大學(xué) 船舶中心 青島 266100)

海洋覆蓋地球表面積的71%, 而人類對海洋的探索尚不足20%。深度大于6 000 m 的深淵海溝不僅是人類認(rèn)知最少的區(qū)域之一(Wolff, 1959—1960), 也是當(dāng)前海洋學(xué)研究的熱點(diǎn)和前沿。深淵海水因底層水的通風(fēng)效應(yīng)而保持流動(dòng)(Johnson, 1998), 其理化性質(zhì)與深層海水相近(Jamiesonet al, 2010; Kawagucciet al,2018), 其變化亦受到潮流和近慣性運(yùn)動(dòng)的影響(Tairaet al, 2004; Turnewitschet al, 2014)。海洋有機(jī)體在垂向上受到水層的限制(Childress, 1995), 需要克服或者適應(yīng)靜水壓力(Somero, 1992), 已有研究表明所有的魚類都無法在8 400 m 以下生存(Jamiesonet al,2012; Yanceyet al, 2014)。極端的深淵環(huán)境孕育了獨(dú)特的微生物群落(Todoet al, 2005), 在海溝地形的驅(qū)動(dòng)下, 這些微生物的分布和豐度與深海截然不同(Nunouraet al, 2015)。深淵微生物離不開海表沉降的有機(jī)碳(Herndlet al, 2013), 海溝的漏斗效應(yīng)和構(gòu)造活動(dòng)同樣會(huì)促進(jìn)有機(jī)物在深淵海溝的沉積(Oguriet al, 2013; Ichinoet al, 2015)。動(dòng)植物腐殖質(zhì)作為有機(jī)物的主要來源之一(Luoet al, 2017), 其供應(yīng)的營養(yǎng)顯著地提升了沉積物中的微生物碳轉(zhuǎn)化率(Gludet al,2013)。由于在深淵領(lǐng)域開展的調(diào)查十分有限, 現(xiàn)有數(shù)據(jù)不足以闡明該區(qū)域的物理、化學(xué)和生物過程(Liuet al, 2018a)。

盡管人類對深淵的了解仍處于起步階段, 人為污染對海溝的影響已經(jīng)逐步顯現(xiàn)(Jamiesonet al, 2017,2019), 近期研究發(fā)現(xiàn)馬里亞納海溝的持久性有機(jī)污染物和微塑料的濃度比開闊大洋高數(shù)倍(Dasguptaet al, 2018; Penget al, 2018)。除此之外, 深海吸收了大量的熱能和二氧化碳, 將深淵生態(tài)系統(tǒng)置于海洋變暖和酸化之中, 嚴(yán)重地危害了生物多樣性和人類福祉(Levinet al, 2015)。近年來, 已有學(xué)者開始呼吁深海的治理工作(Mengerinket al, 2014), 這亟需人類對深淵擁有充足的觀測和充分的認(rèn)識(shí)。

深海觀測戰(zhàn)略(deep-ocean observing strategy,DOOS)由全球海洋觀測系統(tǒng)(global ocean observing system, GOOS)發(fā)起, 旨在協(xié)調(diào)和拓展深海觀測行動(dòng),尤其是對基本海洋變量(essential ocean variable, EOV)的觀測(Levinet al, 2019)。針對深海物理科學(xué), DOOS在原有變量的基礎(chǔ)上增添了海底壓力、海洋湍流和海洋底邊界通量, 以填補(bǔ)深海通風(fēng)、深海變暖、深?；旌系阮I(lǐng)域的觀測空白?？茖W(xué)考察船作為最常用的觀測平臺(tái)之一, 能夠同時(shí)為傳感器供應(yīng)電力、通訊、計(jì)時(shí)、定位。技術(shù)的進(jìn)步提高了科學(xué)考察船的觀測能力, 其下放的儀器可以對水體和生物進(jìn)行采樣, 其攜帶的傳感器也相對穩(wěn)定且精確(Levinet al, 2019)。隨著自治技術(shù)在海洋觀測中的應(yīng)用和發(fā)展(Whittet al, 2020),諸如 Argo 浮標(biāo)等自治式水下設(shè)備(autonomous underwater vehicle, AUV)同樣具備了6 000 m 以深的觀測水平(Roemmichet al, 2019), 但相較傳統(tǒng)的觀測形式而言, AUV 仍面臨許多關(guān)鍵性挑戰(zhàn)(Beanet al,2017)。迄今為止, 全海深的探索主要依賴科學(xué)考察船。全球海洋船基水文調(diào)查項(xiàng)目(global ocean ship-based hydrographic investigations program)就是船基觀測的典型實(shí)踐, 每十年對選定的水文斷面執(zhí)行系統(tǒng)化的重復(fù)作業(yè), 以獲取物理、化學(xué)變量在全海深的水樣測量(Talleyet al, 2016)。

作為世界上最深的海域(Carrutherset al, 1952;Nakanishiet al, 2011; 劉方蘭等, 2013a), 馬里亞納海溝是太平洋板塊自東向西俯沖于菲律賓板塊之下而形成的一條近南北延伸的深溝(Fujiokaet al, 2002;Fryeret al, 2003; 劉鑫等, 2017)。海溝南段呈現(xiàn)出近東西延伸的特征, 能被探測到的最大水深逾10 000 m(劉方蘭等, 2013b; Gardneret al, 2014; Stewartet al,2019), 被稱作“挑戰(zhàn)者深淵(the challenger deep)”。針對上述科學(xué)問題, 國內(nèi)數(shù)個(gè)機(jī)構(gòu)曾圍繞馬里亞納海溝開展了多學(xué)科的觀測和實(shí)驗(yàn), 這為進(jìn)一步探究該區(qū)域的生物地球化學(xué)現(xiàn)象積累了寶貴的經(jīng)驗(yàn)和數(shù)據(jù)(李中石等, 2018; 王澤華等, 2018; 李亞男等, 2020)。本文利用2020 年7 月“東方紅3”船在“挑戰(zhàn)者深淵”附近獲取的萬米級(jí)剖面數(shù)據(jù), 深入地剖析了當(dāng)?shù)氐乃奶卣鳌?/p>

1 “挑戰(zhàn)者深淵”觀測

2020 年7 月初, 副熱帶高壓較往年偏強(qiáng), 熱帶西北太平洋受下沉氣流控制, 不利于臺(tái)風(fēng)的生成和活動(dòng)(向純怡等, 2020), 因而適合開展深淵調(diào)查。觀測地點(diǎn)選定在“挑戰(zhàn)者深淵”海域3 個(gè)小型洼地之一的西部洼地(劉方蘭等, 2013a), 該洼地由10 800 m 等深線圈閉, 最深處可達(dá)10 917 m, 是馬里亞納海溝最深的位置(劉方蘭等, 2013b) (圖1)。

圖1 熱帶西太平洋的海底地形(Smith et al, 1997)Fig.1 The seafloor topography in the tropical western Pacific (Smith et al, 1997)

2020 年7 月3 日, “東方紅3”船到達(dá)馬里亞納海溝的“挑戰(zhàn)者深淵”, 在預(yù)計(jì)觀測站位(142.2°E,11.33°N)附近開展了為期5 d 的多學(xué)科海洋調(diào)查。觀測期間, 船載溫鹽深綜合剖面測量系統(tǒng)(SBE 911/17 Plus)共獲取了5 個(gè)萬米級(jí)剖面(S1—S5, 表1)。

2 套 Sea-Bird Electronics(SBE)公司的溫鹽深(conductivity-temperature-depth, CTD)剖面儀(SBE 9Plus)由Markey 公司的直拉式絞車(CAST6-125)牽引,分別以直讀和自容的方式實(shí)現(xiàn)了對萬米水體的精準(zhǔn)測量。受傳感器的耐壓深度所限, CTD 僅搭載電導(dǎo)率傳感器、溫度傳感器和壓力傳感器。三者的采樣頻率均為24 Hz, 自容作業(yè)時(shí)存儲(chǔ)為4 Hz 的平均值。5 個(gè)剖面中, S1 剖面在下放至6 000 m 以后頻繁出現(xiàn)異常值,S4 剖面與其他剖面相比始終存在系統(tǒng)偏差。經(jīng)初步分析, 前者或由電纜接頭透水造成, 尚可依據(jù)Pauta 準(zhǔn)則剔除粗大誤差; 后者則因?yàn)镃TD 水泵發(fā)生故障, 無法加以有效的修正, 因此本文不予討論。

2 結(jié)果與討論

2.1 剖面分析

分別對S1、S2、S3 和S5 剖面進(jìn)行大值剔除、熱通量訂正、低通濾波、逆壓消除等一系列預(yù)處理流程(匡曉迪等, 2009), 最終得到質(zhì)量控制后的電導(dǎo)率、溫度和壓強(qiáng)資料。剖面儀的CTD 位于采水器的尾流區(qū), 且在上升時(shí)需要多次懸停并采水, 所以通常選取未受擾動(dòng)的連續(xù)的下行數(shù)據(jù)。

“東方紅3”船裝備動(dòng)力定位系統(tǒng), 能在作業(yè)時(shí)動(dòng)態(tài)輸出推力和力矩以維持船位和艏向, 從而使4 個(gè)剖面在水平方向上相距百米之內(nèi)(表1)。開闊大洋中,尤其是在大洋深層, 空間因素導(dǎo)致的溫鹽差異可以忽略不計(jì)。調(diào)查期間的海況始終介于1—2 級(jí)之間, 局地沒有極端天氣過程產(chǎn)生, 故4 個(gè)剖面在全水深范圍的差異很小, 且隨著壓強(qiáng)不斷增大, 剖面之間的差異越來越小(圖2)。

表1 “挑戰(zhàn)者深淵”水文觀測概況Tab.1 Overview of hydrological observations in the Challenger Deep

如圖2a 所示, 表層(5 dbar)海水的現(xiàn)場溫度為29.605—29.787 °C, 該范圍在混合層內(nèi)保持相對穩(wěn)定。S1、S2 和S3 剖面的觀測時(shí)段相鄰, 混合層深度遵循當(dāng)?shù)?UTC+10)的晝夜變化, 現(xiàn)場溫度在混合層中的變化趨勢基本一致(圖2a)。盡管S5 與S2 剖面在2 d 中的觀測時(shí)間接近(表1), 但前者入水時(shí)的風(fēng)速高達(dá)11.0 m/s, 混合層因受到風(fēng)應(yīng)力攪拌而加深, 其溫鹽結(jié)構(gòu)與后者迥異(圖2a, 2b)。如圖2c 所示, 海水的現(xiàn)場溫度在溫躍層(depth of the 20 °C isotherm; Rebertet al, 1985)內(nèi)迅速降低, 由于受到溫躍層中多種動(dòng)力過程的共同調(diào)制, 剖面之間的溫差可達(dá)2.493 °C。在溫躍層以下, 海水的現(xiàn)場溫度逐漸降至1.447—1.465 °C,對應(yīng)的壓強(qiáng)約為4 324—4 597 dbar(圖2e)。在此范圍內(nèi), 海洋的長周期變化占據(jù)主導(dǎo)作用, 所以S1、S2 和S3 剖面的現(xiàn)場溫度和電導(dǎo)率比較接近(圖2e, 2f)。當(dāng)壓強(qiáng)繼續(xù)增大時(shí), 現(xiàn)場溫度因?yàn)榻^熱壓縮而緩慢升高(Tairaet al, 2005), 底層(10 250 dbar)海水的現(xiàn)場溫度可升至2.280—2.284 °C(圖2g)。S2 和S5 剖面由同一套儀器測量, 現(xiàn)場溫度的差異逐漸接近0.001 °C(圖2g), 逼近傳感器精度的上限, 足見“挑戰(zhàn)者深淵”深層海水的穩(wěn)定性。相比之下, 雖然S1 和S3 剖面也出自同一套儀器, 但二者的現(xiàn)場溫度在底層表現(xiàn)出0.004 °C 的差異(圖2g)。對比各自的上下行剖面, 可知S1 剖面在深層的差異約為0.000 2 °C, 幾乎達(dá)到溫度傳感器的分辨率, 而S3 剖面的差異在上行過程中逐漸擴(kuò)大(圖略)。這暴露了自容作業(yè)的不足: 鎳-氫電池的電壓在低溫環(huán)境下迅速降低, 導(dǎo)致S3 剖面后半程的現(xiàn)場溫度整體偏高, 大約等效于20 dbar 的溫度差異。

圖2 現(xiàn)場溫度和電導(dǎo)率剖面Fig.2 Profiles of in-situ temperature and conductivity

溫度對電導(dǎo)率的影響遠(yuǎn)大于鹽度, 因此電導(dǎo)率的變化趨勢與現(xiàn)場溫度類似。不同的是, S1、S3 和S5 剖面的電導(dǎo)率更為接近(圖2h)。隨著現(xiàn)場溫度在深層變得穩(wěn)定, 鹽度對電導(dǎo)率的貢獻(xiàn)逐漸增大。由于鹽度擴(kuò)散系數(shù)小于溫度擴(kuò)散系數(shù), 距離越近的剖面(表1), 其電導(dǎo)率越一致。在海洋深層, S5 剖面的電導(dǎo)率明顯偏離另外2 個(gè)剖面(圖2h), 可能是儀器不同的原因——由不同的標(biāo)準(zhǔn)海水所校正的電導(dǎo)率傳感器之間也會(huì)存在一定的偏差(Uchidaet al, 2020)。此外, S1 和S3 剖面在底層的電導(dǎo)率差異略大于傳感器精度, 該差異可能來自深層的潮汐和慣性運(yùn)動(dòng)(Tairaet al, 2004)。

為了方便與前人的研究進(jìn)行比較, 本節(jié)仍使用實(shí)用鹽度和位勢溫度, 后續(xù)章節(jié)則采用保守溫度和絕對鹽度的定義。在混合層以下, 實(shí)用鹽度的最大值和最小值分別為34.806—34.866 和34.296—34.314,各自出現(xiàn)在119—148 dbar 和242—273 dbar 的位置(圖 3a), 依次對應(yīng)北太平洋熱帶水(north Pacific tropical water, NPTW)和北太平洋中層水(north Pacific intermediate water, NPIW)的水團(tuán)性質(zhì)(Talley,1993; Wanget al, 2013)。4 個(gè)剖面均在3 000—5 000 dbar 的壓強(qiáng)范圍里表現(xiàn)出 1—1.5 °C 以及34.66—34.70 的特征(圖3b), 該特征與下層繞極水(lower circumpolar water, LCPW)的水團(tuán)性質(zhì)相符(Johnsonet al, 1993; Siedleret al, 2004)。在北半球的夏季, 深層西邊界流沿關(guān)島東側(cè)的陸坡向南流動(dòng), 其西向分支將LCPW 輸送至“挑戰(zhàn)者深淵”附近(Huanget al, 2018)。通過上升流和混合的作用, LCPW 轉(zhuǎn)換為北太平洋底層水(north Pacific deep water, NPDW), 其特征與上層繞極水(upper circumpolar water, UCPW)的水團(tuán)性質(zhì)幾乎相同, 二者在局地難以區(qū)分(Kawabeet al, 2010; Wanget al, 2020)。7 000—10 000 dbar 的范圍內(nèi), 海水的實(shí)用鹽度總共增加0.003 4—0.004 5,位勢溫度也升高0.001 °C 左右(圖3c)。前人在分析深層水樣時(shí)發(fā)現(xiàn)海水的實(shí)用鹽度幾乎不變(Mantylaet al, 1978) (圖3c), 因此有必要對電導(dǎo)率數(shù)據(jù)做進(jìn)一步的修正(van Harenet al, 2021)。修正后的鹽度值僅略有增大(圖5d), 以補(bǔ)償位勢溫度在深層的升高, 從而維持海水的中性層結(jié)(圖6c)。雖然無法評估顛倒溫度計(jì)的誤差大小, 但位勢溫度升高0.01 °C 所造成的4 000 dbar 不穩(wěn)定水層顯然不可能存在(Tairaet al,2005)。位勢溫度在7 000 dbar 以下緩慢升高, 相應(yīng)的保守溫度則緩慢降低(圖略), 這足以說明后者在海洋深層表現(xiàn)得更加保守。保守溫度是對單位質(zhì)量海水的熱含量的精確度量(McDougall, 2003), 其保守性是位勢溫度的100 余倍(IOCet al, 2010)。深層海水的溫鹽變化共同引起位勢密度的增大(圖5a), 這極有可能與變性的南極底層水(Antarctic bottom water, AABW)的輸入有關(guān)(van Harenet al, 2021)。

圖3 位勢溫度和實(shí)用鹽度的溫鹽圖Fig.3 T-S Diagrams of potential temperature and practical salinity

2.2 深度換算

在深海大洋中, 明確儀器所處的深度是保證觀測安全和數(shù)據(jù)準(zhǔn)確的重要前提。CTD 僅能提供壓強(qiáng)信息, 應(yīng)后續(xù)章節(jié)的計(jì)算需求, 本節(jié)將壓強(qiáng)換算為深度。 Saunders 等(1976) 根據(jù)靜壓平衡方程和Knudsen-Ekman 狀態(tài)方程提出了一個(gè)壓強(qiáng)和深度的轉(zhuǎn)換公式?？紤]到簡易性和一致性, Fofonoff 等(1983)基于“國際海水狀態(tài)方程(international equation of state of seawater, EOS-80; UNESCO, 1981)”發(fā)展了一個(gè)新的公式。Feistel 等(2008)從Gibbs 方程出發(fā), 通過數(shù)學(xué)方法推導(dǎo)海水性質(zhì), 保證了熱力學(xué)性質(zhì)的自洽性和完備性。這種新的方法被用于“國際海水熱力學(xué)方程(international thermodynamic equation of seawater, TEOS-10; IOCet al, 2010)”。根據(jù)比容的75項(xiàng)表達(dá)式(Roquetet al, 2015), 可以進(jìn)一步得到壓強(qiáng)和深度的關(guān)系方程。在兩種方法的實(shí)踐中, 往往不考慮密度的垂向變化。為了計(jì)算精確的深度, 直接對靜壓平衡方程進(jìn)行垂向積分。

其中,g(z)是隨深度z變化的重力加速度;v(p)是隨壓強(qiáng)p變化的比容。以此為基準(zhǔn)深度, 減去相同壓強(qiáng)下的其他深度作為深度偏差。如圖 4 所示,在10 000 m 的深度范圍內(nèi), 忽略密度分布將會(huì)導(dǎo)致6—8 m 的偏差。在壓強(qiáng)轉(zhuǎn)換深度時(shí), EOS-80 采用了多次近似, 所以其偏差稍大于TEOS-10 的結(jié)果(圖4)。

圖4 S2 剖面在不同條件下的深度偏差Fig.4 Depth deviations based on profile S2 under different circumstances

傳感器誤差對深度計(jì)算的影響很小, 整體上可以忽略不計(jì)。以誤差較大的電導(dǎo)率傳感器為例,1 mS/cm 的電導(dǎo)率誤差對應(yīng)約10?2的鹽度誤差。根據(jù)線性海水狀態(tài)方程, 鹽度通過鹽收縮系數(shù)改變密度,因此密度誤差約為10?6kg/m3。依據(jù)靜壓平衡方程,1 dbar 水柱的高度誤差約為10?3m, 10 000 dbar 水柱累積的誤差應(yīng)為10 m 左右。溫度傳感器同理, 1 °C 的溫度誤差僅造成10 m 左右的誤差(圖4)。正常情況下,傳感器誤差的量級(jí)遠(yuǎn)小于1, 且誤差的大小在剖面上并非一成不變。以誤差最大的S4 剖面為例, 由于水泵故障, 電導(dǎo)率和現(xiàn)場溫度的誤差約為0.02 mS/cm和0.01 °C, 同時(shí)考慮壓力傳感器的精度和漂移, 深度偏差在整個(gè)剖面上的積分仍小于2 m(圖略)。

2.3 湍動(dòng)能耗散率估算

海洋中的湍流混合影響熱量輸運(yùn)、水團(tuán)變化、深海層結(jié)(Munket al, 1998), 進(jìn)而調(diào)制海洋環(huán)流、引發(fā)氣候變化(Wunschet al, 2004)。深海大洋的混合較弱,傳統(tǒng)的湍流觀測手段難以奏效(Yasudaet al, 2021),本節(jié)僅以溫鹽參數(shù)化的方式評估湍動(dòng)能耗散率的大小和變化。

水體翻轉(zhuǎn)是混合的具體表現(xiàn)形式, 通過量化翻轉(zhuǎn)尺度, 可以估算出水體翻轉(zhuǎn)的耗散率(Thorpe, 1977)。

其中,Tε是耗散率;a=0.8是比例常數(shù)(Dillon, 1982);TL是Thorpe 尺度(Thorpe, 1977);N是浮性頻率。對于符合定義的水體翻轉(zhuǎn)(Dillon, 1984), 需要利用觀測的分辨率和儀器的噪聲水平加以篩選(Galbraithet al,1996)。排除虛假的水體翻轉(zhuǎn)以后(Thompsonet al,2007), 再對耗散率進(jìn)行片段平均(Finniganet al,2002)。

此外, 內(nèi)波破碎也會(huì)觸發(fā)湍流混合, 使能量向小尺度傳遞(Gregget al, 2003)?；诓?波相互作用理論(Gregg, 1989), 引入拉伸坐標(biāo)(Polzinet al, 1995), 得到含有剪切/拉伸方差比的細(xì)尺度參數(shù)化公式(Kunzeet al, 2006)。

為了盡可能地控制誤差范圍, 需要對儀器和數(shù)據(jù)進(jìn)行人為調(diào)整。例如, 在采水架的側(cè)面添加導(dǎo)流板(Uchidaet al, 2018) (圖1), 減少剖面儀旋轉(zhuǎn)引起的溫度波動(dòng)(Uchidaet al, 2015); 將原始數(shù)據(jù)低通濾波(van Haren, 2015) (圖5b, c), 削弱涌浪造成的船體運(yùn)動(dòng)(Tairaet al, 2005); 對電導(dǎo)率進(jìn)行壓強(qiáng)修正(van Harenet al, 2021), 消除深層鹽度值的虛假增量(van Harenet al, 2017) (圖5d)。另外, 考慮到兩種方法的合理性,本文將水體翻轉(zhuǎn)的最大尺度限制為100 m(van Harenet al, 2017) (圖略), 并將片段的溫鹽變化閾值設(shè)定為0.1 °C 和0.01(Whalenet al, 2015) (圖6d)。相比細(xì)尺度參數(shù)化方法所普遍采用的分辨率(2 m), Thorpe 尺度方法對采樣頻率的要求更高(2 Hz, 約0.5 m), 其結(jié)果在很大程度上取決于數(shù)據(jù)的質(zhì)量, 因此有必要采取額外的措施以提高數(shù)據(jù)的可靠性。例如, 改變水泵進(jìn)出水口的朝向(van Harenet al, 2016), 用采集的水樣校正不同層次的鹽度(Mantylaet al, 1978), 甚至對原始序列進(jìn)行人工甄別。

圖5 S2 剖面的位勢密度(a)、功率譜密度(b)、保守溫度(c)和絕對鹽度(d)Fig.5 The potential density (a), power spectral density (b), conservative temperature (c), and absolute salinity (d) derived from profile S2

在2 000 m 以淺, 單個(gè)翻轉(zhuǎn)的Tε為10?8—10?7m2/s3。由于范圍內(nèi)的翻轉(zhuǎn)個(gè)數(shù)較少, 片段平均后的Tε為10?10—10?9m2/s3(圖6a), 與同一深度下的Fε相當(dāng)(圖6b)。鑒于湍流具有隨機(jī)性, Thorpe 尺度方法僅在統(tǒng)計(jì)層面有效(Thorpe, 1977), 所以根據(jù)少數(shù)翻轉(zhuǎn)估算出的Tε未必準(zhǔn)確, 需要通過現(xiàn)場觀測的耗散率進(jìn)行驗(yàn)證。

在2 000—3 000 m 的深度內(nèi), 海水的現(xiàn)場溫度和電導(dǎo)率平穩(wěn)遞減(圖2e, f)。水體翻轉(zhuǎn)的Thorpe 尺度相對較小, 所以Tε相應(yīng)減小(圖6a), 同樣的現(xiàn)象也出現(xiàn)在鄰近的雅浦海溝內(nèi)(Liuet al, 2018b)。同一深度下的Fε也明顯減小(圖6b), 這說明內(nèi)波的活躍程度較低,層結(jié)較強(qiáng)的海水處于穩(wěn)定狀態(tài), 不易發(fā)生水體翻轉(zhuǎn)(Alfordet al, 2000)。Tε比Fε小1 個(gè)量級(jí), 不足以反映此處的耗散率特征。多數(shù)關(guān)于馬里亞納海溝的研究并未提及3 000 m 以淺的耗散率變化(van Harenet al,2017; Huanget al, 2018; van Harenet al, 2021), 因此無法進(jìn)一步佐證本文的結(jié)果。

Tε在5 000 m 以深顯著增強(qiáng)(Huanget al, 2018)(圖6a), 量級(jí)上接近同一深度下的Fε(圖6b), 可能是由周圍海山產(chǎn)生的內(nèi)潮所致, 而呂宋海峽產(chǎn)生的內(nèi)潮受馬里亞納海脊阻隔(Morozov, 1995), 難以傳播至此地。6 000—8 000 m 的層結(jié)最弱, 約為底層的一半(圖6c), 有利于內(nèi)潮的自由傳播(van Harenet al,2017), 故耗散率略有增大。底層的內(nèi)潮可能來自馬里亞納島弧(Jayneet al, 2001), 局地的非線性作用產(chǎn)生較強(qiáng)的剪切, 促進(jìn)了較弱層結(jié)背景下的混合。此外,內(nèi)波破碎也會(huì)誘發(fā)數(shù)百米高的對流, 伴隨著水體入侵, 耗散率得到提升(van Haren, 2020)。雖然底層的Fε可達(dá)10?10m2/s3, 但此處的溫鹽變化極小(圖6d),細(xì)尺度參數(shù)化方法已經(jīng)不再適用(Hibiyaet al, 2012)。在8 000 m 以深, 沒有檢測到有效的水體翻轉(zhuǎn), 這與前人的研究有所出入(van Harenet al, 2017, 2021), 因?yàn)門horpe 尺度方法具有一定的主觀性(Smith, 2020)。例如, Huang 等(2018)在相近位置估算出的耗散率比本文大2 個(gè)量級(jí), 遠(yuǎn)遠(yuǎn)偏離現(xiàn)場觀測的耗散率(Gotoet al, 2021)。

圖6 剖面的湍動(dòng)能耗散率片段Fig.6 Segments of turbulent kinetic energy dissipation rates estimated from profiles

利用剖面儀估算的耗散率跨越3 個(gè)量級(jí), 其范圍與開闊大洋大致相當(dāng)(Gregg, 1989)。儀器噪聲是造成耗散率誤差的主要原因: 在Thorpe 尺度方法中, 噪聲掩蓋了位勢密度的真實(shí)變化, 多個(gè)相鄰的翻轉(zhuǎn)形成一個(gè)較大的翻轉(zhuǎn), 其尺度遠(yuǎn)大于限定值, 因而被視為虛假的翻轉(zhuǎn), 最終導(dǎo)致片段平均的Tε變小; 在細(xì)尺度參數(shù)化方法中, 噪聲使觀測的拉伸譜藍(lán)移, 當(dāng)拉伸方差達(dá)到上限時(shí), 積分的波數(shù)范圍變窄, 因此Garrett-Munk 模型譜的拉伸方差相對變小, 最終導(dǎo)致Fε變大。在層結(jié)較弱的情況下,Fε會(huì)被嚴(yán)重高估(Kunzeet al, 2006)。此外, 潮致混合也會(huì)高估Fε(Jinget al, 2011), 由于5 000 m 以深的混合主要源自內(nèi)潮,所以海洋深層的Fε總體偏大。

通過比較兩種參數(shù)化方法的結(jié)果, 可以初步驗(yàn)證耗散率的準(zhǔn)確性。但需要注意的是, 參數(shù)化公式本身存在很大的不確定性。例如, 比例常數(shù)依賴于湍流發(fā)展的階段(Materet al, 2015; Scotti, 2015), 混合效率取決于湍流發(fā)生的原因(Gregget al, 2018); 深層的比例常數(shù)和混合效率約為0.1 和1, 而上層則恰恰相反(Ijichiet al, 2018)。

3 結(jié)論

2020 年7 月, “東方紅3”船在馬里亞納海溝的“挑戰(zhàn)者深淵”附近完成了為期5 d 的海上調(diào)查, 共獲取了5 個(gè)萬米級(jí)剖面, 其中的4 個(gè)剖面可以用于本文的研究。本文分析了萬米水深的溫鹽性質(zhì), 基于EOS-80 和TEOS-10 評估了深度偏差, 依據(jù)Thorpe 尺度方法和細(xì)尺度參數(shù)化方法估算了湍動(dòng)能耗散率,初步得出以下結(jié)論:

(1) 在4 500 dbar 左右, 海水的現(xiàn)場溫度降至最低。深層海水的現(xiàn)場溫度因絕熱壓縮而升高, 底層海水的現(xiàn)場溫度與2 000 dbar 左右一致。相比電導(dǎo)率,現(xiàn)場溫度在深層更加保守, 時(shí)空分布更為均一。海水在3 000—5 000 dbar 的溫鹽特征與LCPW 相同, 7 000 dbar 以下的水體性質(zhì)與 AABW 的輸入有關(guān)。7 000—10 000 dbar 的范圍內(nèi), 位勢溫度緩慢升高,保守溫度緩慢降低, 鹽度緩慢升高以維持中性層結(jié)。

(2) 對于10 000 m 的海水而言, 忽略密度的垂向變化會(huì)造成6—8 m 的深度偏差, 而傳感器精度僅影響2 m 以內(nèi)的深度偏差。

(3) 2 000—3 000 m 的耗散率明顯減小, 5 000—8 000 m 的耗散率明顯增大。前者是因?yàn)楸尘皩咏Y(jié)較強(qiáng), 后者則是由于內(nèi)潮活躍。8 000 m 以深的耗散率有所提升, 但此處的溫鹽變化較小, 參數(shù)化方法存在較大誤差。

致謝 感謝中國海洋大學(xué)船舶中心的趙忠生和楊榮民為此次調(diào)查提供的條件保障, 感謝“東方紅3”船的全體人員為調(diào)查工作付出的辛苦努力。