基于浮標觀測的南海西沙群島潟湖區(qū)潮流特征研究

朱明權 ，岑顯榮，魯遠征 ，郭雙喜 , ，屈玲，黃鵬起 ，方文東 ，陳舉 ，周生啟 , *

(1. 中國科學院南海海洋研究所 熱帶海洋環(huán)境國家重點實驗室，廣東 廣州 510301；2. 南方海洋科學與工程廣東省實驗室（廣州），廣東 廣州 511458；3. 中國科學院南海生態(tài)環(huán)境工程創(chuàng)新研究院，廣東 廣州 510301；4. 佛山科學技術學院 工業(yè)設計與陶瓷藝術學院，廣東 佛山 528225；5. 湖北省地質局地球物理勘探大隊，湖北 武漢 430056；6. 中國科學院南海海洋研究所 海南西沙海洋環(huán)境國家野外科學觀測研究站，廣東 廣州 510301；7. 中國科學院大學，北京 100049)

1 引言

內波（IW）是海洋中普遍存在的波動現(xiàn)象[1]，也是海洋物質和能量輸運的重要載體。內波可分為具有天文潮頻率的內潮（IT）、具有局地近慣性頻率的近慣性內波以及高頻非線性內波等。內波不僅影響著海洋的湍流混合[2]、營養(yǎng)物質的輸運[3]，并且對海洋工程設施、潛艇航行有重大威脅[4]。

南海由于其特殊的地理條件，內波活動十分活躍，成為研究內波的天然實驗場。前人已在南海開展許多重大內波觀測實驗和相關的研究工作。如亞洲海國際聲學實驗（Asian Seas International Acoustics Experiment，ASIAEX）[5]和海峽內波實驗（Internal Waves in Straits Experiment，IWISE）[6]聚焦呂宋海峽和南海北部進行了一系列內波研究。太平洋通過呂宋海峽西傳進入南海的潮汐能量十分巨大，K1、O1、M2、S2分潮的能通量分別為28 GW、21 GW、29 GW和3 GW[7]。呂宋海峽的海脊復雜地形使正壓潮向內潮轉化的能量為35 GW，其中9 GW在呂宋海峽局地耗散，26 GW向南海和太平洋輻射[6]。Alford等[8]基于呂宋海峽的現(xiàn)場觀測資料，估算西傳的能量通量為（40±8） kW/m。Zhao等[9]基于現(xiàn)場觀測發(fā)現(xiàn)南海西北部的全日內潮受到呂宋海峽西傳的全日內潮影響，而半日內潮主要由北部的陸架斷裂帶生成。為研究南海北部內潮的時間變化特征，一般將內潮分為相干和非相干兩部分[10]，非局地生成的內潮具有顯著的非相干性[11]。前人的觀測研究均表明，當內潮從呂宋海峽傳播至南海北部陸坡、陸架區(qū)時，隨著與源區(qū)距離的增加，內潮在傳播過程中與中尺度渦和背景層結相互作用，改變了內潮的相位和頻譜上的能量分布[10]，使其非相干性呈現(xiàn)增加趨勢[12-14]。

呂宋海峽西傳內潮不僅影響海洋混合在南海北部的空間分布，還影響了東沙群島周邊珊瑚礁的生態(tài)。內潮周期性驅動冷水沖刷珊瑚，緩解了由于海表溫度上升所造成的影響，減輕了珊瑚的生長壓力[15]。內潮還給微生物帶來生長所需的營養(yǎng)物質，促進珊瑚礁生態(tài)的發(fā)展[3,16]。Wu等[17]通過數(shù)值模擬研究表明，西沙群島的局地地形與正壓潮的相互作用產(chǎn)生內潮，對島礁周邊豐富的珊瑚生態(tài)系統(tǒng)有著重要影響。但在西沙群島內的觀測研究工作相對稀少，近年來僅鄧曉東等[18]通過觀測發(fā)現(xiàn)臺風過境時，會增強西沙海域的近慣性能量。因此，有必要在西沙群島內進行更多的海洋水文觀測，為研究島礁的地質和生態(tài)系統(tǒng)構建物理動力框架。

本文基于西沙群島潟湖區(qū)29 d的觀測資料，研究了潟湖區(qū)內正壓潮和內潮的基本特征，討論了深度平均分析海流方法的適用性，并探討全日內潮的主要來源。

2 數(shù)據(jù)與方法

2.1 浮標觀測資料

2018年8月3 -31日在南海西沙群島潟湖區(qū)進行了29 d的全水深浮標觀測。該浮標觀測地點的經(jīng)緯度為16.90°N，112.23°E（圖1a），水深為69 m。浮標觀測系統(tǒng)（圖1b）包括一個2 m高的坐底式三腳架和80 m長的溫度鏈。坐底式三腳架搭載一個上視的300 kHz聲學多普勒流速剖面儀（ADCP）和一個下視的高頻ADCP（Signature1000），斜桿上搭載一個距底0.78 m的seabird SBE-37SM型CTD（Conductivity Temperature Depth Profiler），以及垂直桿上搭載有24個溫度記錄儀（廣州歐納電子科技有限公司）。在上方80 m的溫度鏈上，搭載有34個溫度記錄儀和一個CTD37（距底40 m）。本文分析上視ADCP和底部CTD的觀測數(shù)據(jù)研究潮流。上視的ADCP觀測流速共54層，層間距為2 m，采樣間隔為3 min，觀測盲區(qū)為4.27 m，有效數(shù)據(jù)為1～29層，對應觀測深度為8～64 m。底部CTD的采樣時間間隔為6 s，記錄海水的溫度、鹽度以及壓強等數(shù)據(jù)資料。地形圖使用了高分辨率（1"）的ETOPO1數(shù)據(jù)，下載地址為：https://www.ngdc.noaa.gov/mgg/global/。

圖1 南海地形圖（a）和浮標示意圖（b）Fig. 1 Bathymetry of the South China Sea (a) and mooring diagram (b)紅色方框表示西沙群島，紅色十字表示浮標觀測點Red square represents Xisha Islands, red cross represents location of the mooring

2.2 內波信號的提取

內波的頻率范圍為[f，N]（f是慣性頻率，N是浮力頻率），其中潮頻率的內波即為內潮。從觀測流速中提取內波信號，首先需要分離正壓和斜壓部分，若觀測的流速覆蓋全水深，對觀測流速進行深度平均得到正壓流[14]。還可以通過全球正壓模型Tpxo7.2[19]得到正壓潮流部分[12]，觀測潮流減去正壓潮流，得到內潮（斜壓潮流）。進一步對內潮進行調和分析，得到相干內潮，剩余部分為非相干內潮。

2.2.1 基于深度平均流計算的內潮

對觀測時間內的原始流速u（z,t）進行深度平均得到正壓流速ubt（z,t）[20-23]，再將原始流速減去正壓流速即可得到斜壓流速ubc（z,t）假設海水的深度為H，則正壓流速和斜壓流速可以表示為

為了提取出不同頻帶流速信號，本文利用4階Butterworth濾波器對流速進行帶通濾波。如圖2所示，對深度平均流速進行動能譜分析，確定濾波的頻率帶: 全日頻率帶[0.8，1.15] cpd，半日頻率帶[1.76,2.15] cpd，近慣性頻率帶[0.85f, 1.2f]（f為觀測位置的局地慣性頻率，f=0.5832 cpd，1 cpd = 2π/86400 s-1）。再對斜壓流速ubc（z,t）進行上述不同頻率帶的帶通濾波，得到相應的全日內潮（dIT）、半日內潮（sdIT）和近慣性內波（niIW）的流速。

圖2 深度平均流的動能譜Fig. 2 Power spectra of the depth-averaged current

2.2.2 基于Tpxo7.2模式正壓潮流計算的內潮

另一種方法是采用全球正壓模型Tpxo7.2潮汐模式[19]預測的正壓潮流和潮位數(shù)據(jù)（包含11個主要分潮），包含全日正壓潮（O1、K1、N1、P1）和半日正壓潮（M2、S2、N2、K2）。將觀測流速帶通濾波，得到全日潮流和半日潮流，再將其分別減去模式對應的全日正壓潮和半日正壓潮，得到全日內潮和半日內潮。

2.2.3 相干和非相干內潮的計算

正壓潮的各分潮在頻譜上表現(xiàn)為窄頻帶的峰值，而與地形、層結和中尺度渦等的相互作用使內潮能量具有間歇性以及相位具有不穩(wěn)定性，在頻譜上可能會出現(xiàn)寬頻帶的峰值。調和分析的計算公式為

式中，u0為原始流速；Un、 ψn和 σn分別為各個分潮的振幅、相位以及頻率，下文的計算選取了O1、K1、 M2和S24個分潮。

對內潮進行調和分析，獲得內潮中的相干部分（相干內潮，cIT），內潮減去其相干部分，得到非相干部分（非相干內潮，icIT）[10]。一般來說cIT接近其生成源地，與當?shù)氐奶煳某钡南辔徊畋３植蛔?，icIT則是非局地的內潮，其相位變化不穩(wěn)定。本文使用了u_tide[24]工具包（集合了t_tide, r_t_tide和versatile tidal analysis等工具包內的函數(shù)）進行調和分析的計算。

3 結果與討論

3.1 正壓潮流特征

前人在南海的觀測研究表明，全日潮強于半日潮。如圖2所示，全日潮流在整體海流中占主導，半日潮流和近慣性流較弱。對動能譜積分，得到全日潮流動能占總動能的41%，半日潮流和近慣性流僅占總動能的6%、5%。

比較觀測和模式的4個主要分潮的正壓潮流橢圓。如圖3所示，觀測和模式結果均顯示4個分潮的長軸大小依次為K1、O1、M2、S2，全日分潮O(jiān)1、K1明顯大于半日分潮M2、S2，說明在觀測海區(qū)，全日潮流占主導，半日潮流較弱，與圖2動能譜結果一致。全日分潮的短軸均為負值，而半日分潮的短軸均為正值，表明全日潮流（O1、K1）為順時針旋轉，半日潮流（M2、S2）為逆時針旋轉。對O1、K1分潮來說，觀測與模式預報結果的長短軸、傾角基本一致，而相位結果相差較大。M2分潮的長短軸，傾角和相位都比較接近，但是S2分潮則是傾角和相位接近，長短軸的差異較大，模式結果的S2分潮長短軸比觀測結果小1個量級。

圖3 正壓潮4個主要分潮的潮流橢圓Fig. 3 The ellipses of four dominant barotropic tidal currents藍線：深度平均；紅線：模式預報Blue line: depth-averaged; red line: predicted by model

如表1、表2所示，全日分潮O(jiān)1、K1潮流橢圓的傾角為[148°，164°]，呈西北-東南走向，說明O1、K1在漲落潮時的主要流向為西北-東南流向。同時浮標觀測點處的沿等深線的方向與正東方向夾角為133°，兩者的角度較為接近，說明地形對全日潮流（O1、K1）起到了調制作用。而半日分潮M2、S2的傾角為[-1°，-14°]，呈東西走向，在漲落潮時主要流向為東-西流向。

表1 深度平均流的主要分潮的橢圓要素Table 1 Elliptical elements of four major constituents of depth-averaged currents

表2 模式預測的主要分潮的橢圓要素Table 2 Elliptical elements of four major constituents of model

如圖4a和圖4b所示，深度平均方法獲得的全日正壓潮和模式預測的全日正壓潮的流速存在一些異同。第215～222 天，全日周期的相位基本一致，但在222 d之后，全日周期的相位開始發(fā)生偏移，該差異在圖3a和圖3b中也有所體現(xiàn)。二者的東西向流速u的振幅均大于南北向流速v的振幅，u、v都受到大-小潮的調制，振幅存在近14 d的周期變化。不同的是，兩者的大、小潮的相位相差了近半個相位（6～7 d）。深度平均結果在小潮（230 d）前后，流速出現(xiàn)最大值，在大潮（223 d、237 d）前后，流速反而出現(xiàn)了最小值。

圖4 正壓潮的時間序列Fig. 4 Time series of barotropic current藍線：觀測的全日潮；紅線：模式預測的全日潮。a. 東西方向的速度；b. 南北方向的速度；c. CTD觀測的海底壓強變化和模式預測的海平面高度變化的時間序列Blue lines: observed diurnal tides; red lines: diurnal tides predicted by model. a. East-west velocity; b. north-south velocity; c. time series of sea bottom pressure measured by CTD and sea level height predicted by model

通常情況下，正壓潮的潮位變化和海底壓強的變化是接近的[25]，潮位的變化主要是由海水的輻散和輻合引起的。如圖4c所示，模式預測的潮位變化與放置在海底CTD觀測到的海底壓強變化十分吻合，推測Tpxo7.2模式在觀測點的潮汐預報是可信的，說明了在潟湖區(qū)，水深較淺（觀測點水深為69 m），使用深度平均的方法計算正壓潮流有局限性。

綜上所述，受觀測限制，在用深度平均方法計算正壓潮時，沒有包含海表和海底的流速數(shù)據(jù)，導致深度平均的全日正壓潮仍然包含較多的全日內潮信號。導致全日分潮（O1、K1）的觀測結果和模式結果有較大的相位差，半日分潮S2的觀測結果的長短軸比模式結果的長短軸大一個量級。

3.2 正壓潮與相干內潮的相位差

為了進一步厘清圖4a和圖4b中觀測流速和模式流速的差異原因，我們對全日正壓潮與全日內潮的相位進行分析，對內潮調和分析獲得全日相干內潮（O1、K1）的調和常數(shù)，并與正壓潮的進行對比。結果表明O1、K1分潮的潮流橢圓均沿順時針方向旋轉。圖5表明，從海表至海底，全日內潮O(jiān)1流速的相位與全日正壓潮O(jiān)1的相位差分別為205°～245°、190°～220°、165°～220°。同理計算 K1的相位差如圖6所示，分別為40°～120°、50°～155°、95°～200°。

圖5 O1分潮相位差的概率密度函數(shù)分布Fig. 5 Probability density function distribution of O1 tidal phase difference

圖6 K1分潮相位差的概率密度函數(shù)分布Fig. 6 Probability density function distribution of K1 tidalphase difference

表3和表4分別展示了圖5和圖6中概率密度函數(shù)（Probability Density Function，PDF）分布圖中峰值對應的相位差大小。對于O1分潮，不同深度的相位差都接近180°，說明正壓潮與內潮的流向相反。推測在大潮（223 d）前后，正壓潮與內潮的流速相互抵消較大部分，導致深度平均流的振幅較??；在小潮（230 d）前后，正壓潮流與內潮流的抵消作用不顯著，導致深度平均流包含較多內潮信號，振幅較大。

表3 O1分潮概率密度函數(shù)峰值對應的相位差Table 3 Phase difference corresponding probability density function peak of O1 constituent

表4 K1分潮概率密度函數(shù)峰值對應的相位差Table 4 Phase difference corresponding probability density function peak of K1 constituent

對于K1分潮，在8 m深度，相位差為116°，正壓潮流向與內潮流向接近垂直，抵消作用不顯著。在36 m、64 m深度，相位差分別為154°、175°，因此與O1分潮的過程類似，在大潮（223 d）前后抵消作用顯著，小潮（230 d）前后抵消作用微弱。以上結果表明，觀測海區(qū)的全日內潮與全日正壓潮的流向不同，推測兩者的強度相當。大潮期間（223 d前后），全日內潮和全日正壓潮流速相當，抵消作用強，使觀測流速較??；小潮期間（230 d前后），全日正壓潮較弱，而全日內潮依然很強，使觀測流速較大（圖4a，圖4b）。

上述分析說明了圖3、圖4中觀測的深度平均的和模式預測的振幅、相位差異大的兩個原因：（1）深度平均的全日正壓潮中含有較多的內潮信號；（2）全日正壓潮和全日內潮的相位差，使全日正壓潮和全日內潮在大（小）潮前后發(fā)生強（弱）的抵消作用。

通常，內潮的最大值一般出現(xiàn)在天文大潮前后。潮齡表示大潮發(fā)生的時間與新月/滿月的時間之差，前人在夏威夷海脊的研究表明，在源區(qū)附近內潮的潮齡變化范圍可以達到-1～9 d[26]，說明了當?shù)禺a(chǎn)生的內潮和當?shù)氐恼龎撼辈灰欢ㄊ峭辔坏?，可以存在一個相位差。西沙群島復雜的島嶼地形，影響了內潮的傳播路徑和傳播速度，使西沙群島內潮齡的空間分布十分復雜。

潟湖區(qū)的表層流，受潮汐、表面波和風應力的共同驅動，流速通常較大。潟湖區(qū)的底層流受到內波的調制，流速和流向變化大。Davis 等[27]在東沙環(huán)礁開展了海底的觀測研究，揭示了內波能夠增強底層的海流，甚至使其反向。同時帶來了冷水，有助于珊瑚礁適應變暖事件[28]?？梢姖暫^(qū)海表與海底的流速分布，對于認識潟湖區(qū)內潮的整體結構特征非常重要，因此有必要在將來的工作中重點觀測。

3.3 全日內潮的動能

通過前兩小節(jié)的分析可知，研究區(qū)域的全日內潮強度至少應與全日正壓潮相當，才能抵消全日正壓潮的流速，造成圖4中的差異。本節(jié)分析了全日內潮動能在不同深度上的差異，以及其主要來源。對全日內潮進行調和分析得到全日相干內潮，全日內潮減去相干部分得到全日非相干內潮。

如圖7所示，全日相干內潮發(fā)生大潮的時間在深度上存在差異，50 m以深，在225 d、238 d前后發(fā)生大潮，在50 m以淺，第一個大潮發(fā)生的時間逐漸延后，但第二個大潮仍在238 d前后發(fā)生。

圖7 全日相干內潮水平動能的時間-深度剖面Fig. 7 Horizontal kinetic energy of diurnal coherent internal tide

如圖8所示，對全日正壓潮（diurnal barotropic tide,dbT）和全日內潮的動能進行一天的滑動平均處理后，發(fā)現(xiàn)全日相干內潮動能的最大值大于全日正壓潮，說明溩湖區(qū)的全日內潮是強于正壓潮的，在223 d前后，全日相干內潮和全日正壓潮的動能幾乎相等，但兩者的流向不同，相互抵消使得觀測流速較小，發(fā)生小潮，在230 d前后，全日正壓潮較弱，兩者幾乎沒有抵消，全日相干內潮的動能與223 d的全日正壓潮動能相近，使觀測流速較大，發(fā)生大潮。全日正壓潮在223 d和237 d存在極大值，與大小潮周期吻合，而全日相干內潮（diurnal coherent internal tide, dcIT）的動能在227 d、238 d存在極大值，全日相干內潮出現(xiàn)大潮的時間滯后天文潮1～3 d，大潮間隔的天數(shù)為11 d，且小于大-小潮（14 d）的調制周期，這是由于全日相干內潮的動能在不同深度上存在差異（圖7），而深度積分將不同深度的差異互相疊加導致的。全日非相干內潮（diurnal incoherent internal tide, dicIT）的動能在時間上則沒有明顯的規(guī)律。對時間和深度積分，得到全日相干內潮的動能占全日內潮總動能的91%，遠大于全日非相干內潮的動能。前人的研究發(fā)現(xiàn)，當內潮從呂宋海峽傳播到南海北部陸坡、陸架區(qū)后，內潮的非相干性變得十分顯著[12-14]，若潟湖區(qū)的內潮是由呂宋海峽等地傳播而來，應呈現(xiàn)顯著的非相干性。而圖8表明潟湖區(qū)內潮的相干性非常顯著，圖2的功率譜中在O1、 K1分潮頻率存在明顯的譜峰，也佐證了潟湖區(qū)的全日內潮相干性高。前人研究發(fā)現(xiàn)，西沙群島當?shù)氐恼龎撼迸c局地地形相互作用會產(chǎn)生大量的內潮[17]，因此潟湖區(qū)的全日內潮更有可能是在西沙群島當?shù)厣傻模鴱膮嗡魏{、中沙群島等地傳播而來的可能性較小。

圖8 深度積分后全日相干/非相干內潮和Tpxo7.2的全日正壓潮的水平動能的時間序列Fig. 8 Time series of depth-integrated of horizontal kinetic energy of diurnal coherent/incoherent internal tide and diurnal barotropic tide of Tpxo7.2

本文推測由于水深和地形的影響，西沙群島當?shù)禺a(chǎn)生的內潮的傳播速度和路徑發(fā)生了改變，使?jié)暫^(qū)內潮的潮齡大于天文潮的潮齡，兩者流速能夠部分抵消。

4 結論

本文基于分析南海西沙群島潟湖區(qū)的浮標觀測數(shù)據(jù)，研究了西沙群島潟湖區(qū)的正壓潮、內潮的基本特征，討論了用深度平均方法分析海流的適用性，并探究了全日內潮的主要來源，得出以下結論：

（1）在潟湖區(qū)內，全日潮流起主導作用，其水平動能占整體海流動能的41%，半日潮流和近慣性流僅為6%、5%。全日正壓潮流沿順時針方向旋轉，半日正壓潮流沿逆時針方向旋轉。全日正壓潮流受到地形的調制，漲落潮時主要為西北-東南向（沿等深線方向），半日正壓潮流主要為東-西向。

（2）在潟湖區(qū)內，觀測和模式的正壓潮流其大-小潮周期存在半個相位差（6～7 d），造成該差異的主要原因是潟湖區(qū)全日內潮強于全日正壓潮，兩者的潮齡不同，大（?。┏逼陂g強（弱）的抵消作用使得觀測流速較?。ù螅Ｍ茰y采用深度平均方法時，缺少近海表和海底的流速數(shù)據(jù)，使得觀測的全日正壓潮流中仍然包含全日內潮信號。

（3）在潟湖區(qū)內，內潮以全日潮為主，全日相干內潮動能占全日內潮總動能的91%，相干性十分顯著。說明潟湖區(qū)的全日內潮主要是在西沙群島當?shù)厣傻?，而從呂宋海峽、中沙群島等地傳播而來的可能性很小。

致謝：感謝中國科學院南海海洋研究所西沙海洋環(huán)境國家觀測研究站的陳償、黎大寧、龍振華等人在浮標布放和回收工作中的幫助。