南海中南部上層的鹽指與湍流混合過程*

魯遠征 周生啟 岑顯榮 郭雙喜 尚曉東

(1. 中國科學院南海海洋研究所熱帶海洋環境國家重點實驗室 廣州 510301; 2. 中國科學院大學 北京 100049)

跨越等密度面的混合對海洋中物理特征的形成有極其重要的作用, 是控制海洋中物理特征分布的有效動力因素, 它影響著營養物、溶解氣體、顆粒物的垂向輸移, 驅動著邊緣海與大洋之間的水體交換,甚至影響著大洋熱鹽環流, 進而影響全球氣候(MacKinnonet al, 2003; Rahmstorf, 2003; Tianet al,2009)。海洋內部混合造成的浮力(熱量)平衡及渦動力作用對海洋上升流強度及水平環流至關重要(Polzinet al, 1997)。Munk等(1998)估算了維持全球徑向翻轉環流所需的平均跨越等密度面的混合率應達到10–4m2/s的量級, 而大量海洋觀測發現海洋內部混合較弱, 約為10–5m2/s的量級。因此, 邊緣海較強的混合不僅影響到了局地, 甚至對全球大洋環流與熱量的輸運都起到了重要的作用。近年來, 邊緣?；旌涎芯康玫搅藦V泛的關注。中國南海是熱帶西太平洋最大的邊緣海之一, 也是廣泛被認為混合較強的海域(Laurent, 2008; Tianet al, 2009; Liuet al, 2012; Yanget al, 2014 )。Laurent(2008)在東沙群島附近的坡折區發現耗散率可高達10–6W/kg。Yang等(2014)在南海北部陸架區發現平均耗散率可達2.8×10–7W/kg, 而平均混合率為1.6×10–3m2/s。Tian等(2009)根據南海熱量守恒估算南海的混合率約為1.8×10–3m2/s, 而在呂宋海峽底海實際觀測甚至高達10–2m2/s的量級。

南海強烈的混合被認為主要是由于內波的破碎所造成。地形的劇烈變化與正壓潮的相互作用產生了大量的內波, 而內波的破碎為混合提供了充足的能量。目前有關南?；旌系难芯恐饕杏谀虾５谋辈筷懠軈^及呂宋海域, 而這些海域也被認為是具有高內潮能量的海域(Laurent, 2008; Liuet al, 2012)。另外,北太平洋熱帶水(NPTW), 北太平洋中層水(NPIW)及北太平洋深層水(NPDW)通過呂宋海峽進入南海, 形成南海次表層高溫高鹽水團和南海中層低溫低鹽水團的溫鹽結構(Tianet al, 2009)。這種穩定的垂向溫度梯度及不穩定的垂向鹽度梯度使得該深度范圍內存在鹽指生成的環境。鹽指也同樣可以產生有效的跨越等密度面的混合(Laurentet al, 1999; Schmittet al,2005), 特別是會影響水團與水團之間的相互作用,改變水體的溫度與鹽度結構, 進而影響大尺度環流甚至氣候的變化(Johnsonet al, 2009)。Lambert等(1977)指出由鹽指造成的有效混合率可達到5×10–4m2/s, 而Schmitt等(2005)利用示蹤劑及微結構剖面儀同時觀測的結果表明鹽指所引起的混合均可達到10–4m2/s的量級。雖然有學者在南海也發現了存在鹽指的溫鹽臺階結構(楊麗芬等, 2008), 但鹽指對南?；旌系呢暙I有多大尚不清楚。

為了解夏季南海中南部上層混合特征, 評估鹽指和湍流對南?；旌系呢暙I及探究產生該混合特征的可能機制, 本文利用2012年8月12日至9月5日南海海洋湍流微結構剖面儀(TurboMap)和溫鹽深剖面儀(CTD)觀測資料, 對南海中南部海域上層500m以淺的混合進行了分析。

1 現場觀測

2012年8月12日至9月5日, 中國科學院南海海洋研究所“實驗3號”科考船開展了南海海洋斷面科學考察。觀測范圍(6°—18.25°N; 108.5°—119.33°E)內共有75個常規測站, 均有CTD觀測, 其中在53個站位進行了TurboMap微結構觀測, 觀測區域和站位見圖1。CTD為美國Sea-Bird公司生產, 型號為SBE911plus, 采樣頻率為24Hz, 最大觀測水深為1500m。自由沉降式微結構剖面儀TurboMap-L由日本Alec Electronics公司生產, 可獲得垂向高分辨率的流速剪切(?u/?z)、溫度梯度(?T/?z)、快速溫度(FP07)、鹽度、壓力及葉綠素等信息。TurboMap-L的最大采樣頻率為512Hz, 最大測量水深為500m,觀測時自由下降速度為0.5—0.7m/s。剪切探頭噪聲主要由儀器的振動產生, 其量級約10–10W/kg(Wolket al, 2002)。

將所有測站CTD數據綜合可得到該海域的溫鹽圖(圖2), 其顏色表示不同的緯度, 由于南海次表層高溫高鹽水團和南海中層低溫低鹽水團存在, 南海溫鹽結構呈明顯的倒“S”形狀。Tian等(2009)指出北太平洋熱帶水團(NPTW)和北太平洋中層水團(NPIW)溫鹽圖呈倒“S”形狀, 其倒“S”形狀從太平洋到呂宋海峽再到南海逐漸變弱。北太平洋熱帶水團鹽度減小了0.3, 而同時北太平洋中層水團鹽度增加了0.3, 表明跨越等密度面的混合可能起到了重要的作用。而由圖2可見, 在最靠近呂宋海峽的測站, 溫鹽圖中次表層出現了鹽度為34.8的高鹽水, 反映了太平洋高鹽水的入侵。另外密度在25—27之間的水體明顯體現出由北向南倒“S”形狀也在逐漸變弱, 也表明混合對南海內區水體溫鹽結構也起到了重要的作用。前人研究推測造成該混合因素可能有鹽指和湍流作用(楊麗芬等,2008; Laurent, 2008; Tianet al, 2009; Liuet al, 2012)。然而南海中南部混合的研究很少, 其混合特征尚不清楚。

圖1 2012年南海海洋斷面科學考察站位分布(2012/8/12—9/5), 共75個站位, 各站均有CTD觀測, 其中實心點(53個)為同時有TurboMap微結構觀測站點, 圖中等值線表示水深(m)Fig.1 Sampling site of the cruise (2012/8/12—9/5) in the southern South China Sea. CTD measurements were taken at all stations, and TurboMap measurements are marked as solid diamonds, black contours indicate the depth(m)

圖2 南海1500m以淺海水溫鹽圖, 顏色表示緯度(°N),小圖為徑度為113°E斷面站位且位密度在25—27之間的溫鹽圖Fig.2 Diagram of potential temperature vs salinity above 1500m in the South China Sea; the color bar indicates the latitude(°N) of stations, the θ-S diagram along the section 113°E is enlarged in the inset

2 鹽指混合

雙擴散作用普遍存在于海洋中, 全球約44%的海洋發生雙擴散現象, 其中全球30%海洋發生的雙擴散類型為鹽指(You, 2002)。特別是在亞熱帶海域,水體的特定垂向溫鹽結構更易形成鹽指, 這主要是由于上層高溫高鹽的中央水團(central water)與其下層來自高緯的冷而淡的水團相互作用的結果, 例如亞熱帶大西洋及印度洋密度躍層區(Schmitt, 1981,2003; You, 2002; Inoueet al, 2008)。

2.1 鹽指環境診斷

You(2002)將鹽指形成的原因歸納為三種: 1, 海洋的蒸發量大于降雨量(中央水團); 2, 海洋環流造成的水團的影響, 例如: 北大西洋深層水(NADW)與繞極深層水(CDW); 3, 邊緣海水注入的影響(地中海及紅海等)。其中因素1為全球鹽指形成的主要的原因。南海的緯度范圍是4°—12°N, 為低緯熱帶地區非中央水團形成區域。中國南海海域30年平均蒸發減降雨量如圖3所示。降水資料采用美國國家海洋大氣局(NOAA)氣候預報中心(CPC)根據雨量器資料、衛星資料和NCEP/NCAR 再分析資料等, 通過融合算法生成的全球逐月平均(CMAP)降水, 蒸發量是采用美國伍茲霍爾海洋研究所OAflux研究項目分析的海氣通量數據, 時間從1979年1月到2008年7月, 空間分辨率2.5°×2.5°。由圖3可見降雨量普遍大于蒸發量,表明在南海海域自身無法形成高溫高鹽的次表層水,即不滿足鹽指形成的因素1。另外, 南海沒有大量的陸源徑流及邊緣水體注入的影響, 即不滿足因素3。但由于亞熱帶的太平洋水通過呂宋海峽進入南海,衍生出高溫高鹽的次表層水。這樣的垂向溫鹽結構可能為鹽指生長提供必要的環境, 即可能有因素2的影響。國內已有學者在南海北部觀測到有類似溫鹽臺階的結構(楊麗芬等, 2008), 因此要首先診斷該研究海域是否有鹽指成長的環境。

圖3 1979年1月到2008年7月南海平均蒸發減降雨量分布Fig.3 Contours of the annual-mean field of evaporation(E)minus precipitation(P) from January 1979 to July 2008

Turner(1973)指出雙擴散的強弱可以用溫度與鹽度的梯度比值來衡量, 該比值稱為穩定度比或密度比Rρ。密度比越接近1, 鹽指越有可能生成。發生鹽指不穩定的條件為:

Ruddick (1983)首次引用Turner角的診斷方法來判斷鹽指生長的強弱, 其表達式如方程(2)所示:

利用Turner角來診斷鹽指的信號比用密度比更清晰且更容易界定和解釋, 不易產生混淆。Turner角45°—90°為鹽指發生區間, –45°—–90°為擴散對流發生區間(雙擴散的別一種類型), –45°—45°為水體雙穩定區間, 其他為水體不穩定區間。Turner角越接近90°越易于生成鹽指, 越接近45°越不易生成鹽指。You(2002)對Turner角的物理意義做了更仔細的闡述,將整個鹽指發生區間(45°—90°)又分別用75°與60°進一步分為強、中、弱三個區間。Turner角與密度比的關系是Rρ=-tan(Tu+45), 即45°與90°分別對應的密度比為±∞和1。

圖4(a)為緯向18°N, 10°N, 6°N和徑向113°E斷面的Turner角分布, 可見在200—500m的密度躍層區均存在鹽指形成的環境, 但其Turner角度都偏小。其垂向溫、鹽及Turner角的垂向廓線如圖4(b)(117.4937°E, 17.9929°N), 可見在由次表層高溫高鹽水團到中層低溫低鹽水團過渡的區間, Turner角大于45°, 但都小于60°, 屬于弱鹽指發生區間(其他站點垂向廓線結構相似)。

圖4 Turner角的觀測斷面分布及垂向廓線分布Fig.4 The distributions of the Turner angle along the sections and the profiles

采用Schmitt(1981)的方法, 對發生鹽指的相關水團的溫鹽圖進行線性擬合, 可得到大尺度水團間的平均密度比。計算得到的南海次表層水團與南海中層水團之間的密度比為11.27, 即Turner角約為50°,遠大于全球大洋中央水團的密度比平均值2.55。Schmitt(1981; 2003)對不同大洋的中央水團進行了分析得出, 在密度比大于1.7時或層結指數(Layer Index,即溫度梯度小于0.01°C/m的概率)較小時(小于0.3),其溫鹽臺階結構便不明顯。將所有觀測水深在200至500m的數據在4m的間隔計算層結指數、密度比及Turner角。這三個表征鹽指生成的強弱程度的指標統計如圖5所示。層結指數為0.161, 明顯小于0.3; 密度比主要集中在30左右, 遠大于1.7; 而Turner角基本都分布在60°以下, 主要集中在48°。以上參數均表明, 鹽指發育非常弱。而在該研究區域溫、鹽廓線證實有類似于臺階狀的結構, 但其臺階特征很不明顯(圖6b)。

由以上分析可以看出, 在南海的中南部海域, 由于水團之間特定的溫鹽結構使得該海域存在鹽指生成的環境, 但鹽指診斷參量結果表明鹽指發育非常弱, 和實際觀測的溫鹽臺階結構不明顯相一致。

2.2 鹽指混合作用

既然南海存在鹽指的形成環境, 那么鹽指所起到的混合作用有多大呢？St. Laurent等(1999)指出即使在湍流混合發生的環境下, 鹽指信號也可能被識別出來。如果能將鹽指的信號清晰地識別出來, 就可以定量地評估鹽指對混合的貢獻。Schmitt(2003)和Inoue等(2007)指出鹽指具有高的溫度耗散率(χ)、高的混合效率(Γ)、低湍動能耗散率(ε)及低浮性雷諾數(Rε)等特征, 即“高χ,Γ; 低ε,Rε”, 而湍流則具有“高χ,ε,Rε; 低?！碧卣?。

圖5 表征鹽指信號發生強弱的參數統計Fig.5 The distribution of the parameters characterizing the strength of the salt finger signal

圖6 鹽指發生區的剪切、溫度、溫度梯度、湍動能耗散率及溫度耗散率廓線(113.5015°E, 9.9953°N)Fig.6 Typical profiles of shear, temperature, temperature gradient, turbulent kinetic energy dissipation rate and thermal dissipation rate in the finger-favorable region(113.5015°E, 9.9953°N)

由于微結構剖面儀(TurboMap)可以獲得高分辨率的流速剪切, 因此可直接通過速度剪切譜φ(k)積分的方法計算湍動能耗散率(Oakey, 1982; Wolket al,2002)。

其中,ν為運動黏性系數,k為垂向波數, 積分下限k1取1cpm, 積分上限k2為噪聲影響的最大波數。

利用TurboMap的快速溫度探頭(FP07)可獲得高分辨率的溫度垂向剪切, 從而可積分溫度垂向剪切譜ψ(k)計算溫度耗散率(Oakey, 1982)。

其中,κθ為分子熱擴散系數。

圖6 為微結構剖面儀觀測所得到的南海次表層水團與中層水團之間流速剪切、溫度及溫度梯度廓線,根據式(3)和(4)計算的動能耗散率及溫度耗散率, 其中積分上限為儀器震蕩噪聲干擾的最大波數, 下限波數取1cpm, 平均間隔為4m。局部放大(圖6b)可見位溫有類似臺階狀結構, 但并不明顯。且從圖6中可以看出, 湍動能耗散率及溫度耗散率垂向變化較為均勻, 沒有呈現出鹽指混合為主導的水體環境的特征——溫度耗散率在臺階界面處明顯的極大值而在臺階混合區極小值交替出現的特征(Schmittet al, 2005)。

對于湍流的情況, 熱、鹽與密度的有效擴散系數認為是相同的, 即κT=κS=κρ。采用Osborn(1980)的模型來計算有效密度擴散系數為:

其中,N2為浮力頻率的平方, 利用CTD獲得。Γ為混合效率, 在湍流中Γ=Jb/ε(Jb為浮力通量), 即混合的能量一部分轉化為勢能, 另外的基本被耗散掉了,混合效率表征二者的能量之比。湍混合模型中一般取Rf為通量理查森數(Osborn, 1980;Schmitt, 2003; Inoueet al, 2007)。而實際水體的混合效率在得到ε后可以由觀測獲得, 即:

在有鹽指發生的區域, 觀測得到的耗散率為湍混合與鹽指混合共同作用的結果。但由于鹽指與湍流所造成的密度通量是相反的, 即鹽指所造成的密度通量垂直向下, 而湍流所造成的密度通量垂直向上。所以觀測得到的混合效率并不是湍流與鹽指混合效率簡單相加, 而表示為整個混合過程中所產生的凈浮力通量和耗散量之比。對于鹽指, 熱、鹽與密度的有效擴散系數是各不相同的(Schmitt, 2003)。

其中γ為浮力通量比, 即熱通量與鹽通量的比值:T',S',w'分別為溫度、鹽度與垂向速度的脈動。而參數化鹽指的密度有效擴散系數時, 混合效率應為(St. Laurentet al, 1999):

但需要提到的是, 該混合效率是在密度比在1到10范圍內得到的。

由式(3)、(4)和(7)可以求得湍動能耗散率、溫度耗散率及有效熱擴散系數。將其參量在200—500m水深進行平均后得到其按緯度的分布(圖7)。18°N斷面的動能耗散率明顯小于其他地區, 約小一個量級,而溫度耗散率及熱有效擴散系數不同緯度間相差不大。即18oN斷面呈現出相對的“高χ; 低ε”特征, 而南海南部呈現出相對“高χ;ε”特征。

圖7 南海不同緯度次表層水團與中層水團之間的平均動能, 溫度耗散率及有效熱擴散系數Fig.7 The average kinetic energy, thermal dissipation rate and effective thermal diffusivity between subsurface water and intermediate water of South China Sea

為進一步區別雙擴散與湍流, 通常采用一個最為常用的參數, 即浮性雷諾數:

Ruddick等(1997)發現在10120, 基本可以認為湍流占主導地位。當雙擴散占主導時, 浮力通量基本可以與耗散達到平衡(Jb≈ε), 即浮力雷諾數就等于了Stern數Jb/(νN2), 在雙擴散溫鹽臺階界面處Rε<25(Inoueet al, 2007)。

由式(6)和(10)可分別求得南海次表層水團到南海中層水團間的混合效率和浮性雷諾數。由圖7可知18°N斷面與南海南部海域混合有明顯的不同, 因此分別將全部數據、18°N斷面和南海南部進行統計, 計算的這兩個參數見圖8。南海中部及南部整體混合效率小于湍流特征值0.2, 南海南部海域更明顯小于0.2,而在18°N斷面接近0.2, 略有偏小。在湍流環境中,混合效率0.2為Osborn(1980)模型中混合效率的上限,因此可知本文所研究的海域整體呈現為湍流的環境。南海中部及南部整體浮性雷諾數大于臨界值20, 南海南部海域更明顯大于20, 但18°N斷面主要集中在小于20的區間內。因此可知18°N斷面存在鹽指的信號, 呈現出相對的“高Γ; 低Rε”特征, 而南海南部呈現出相對“低Γ; 高Rε”特征。其研究海域整體呈現出“低Γ; 高Rε”的湍流占主導的特征。

綜上, 由計算得到的湍動能耗散率、溫度耗散率、熱有效擴散系數、混合效率及浮性雷諾數可知,18°N斷面呈現出相對的“高χ,Γ; 低ε,Rε”特征, 而南海南部呈現出相對“高χ,ε,Rε; 低?！钡奶卣? 即表明18°N度斷面明顯存在鹽指信號, 其鹽指的作用明顯強于南海南部。但整體海域仍然呈現出“低Γ; 高Rε”的湍流占主導的特征。

3 跨越等密面混合特征

南海被普遍認為是混合比較強的邊緣海, 很多學者已經發現了南海東北部呂宋海峽及北部陸架海域存在較強的混合耗散區(Laurent, 2008; Tianet al.,2009; Liuet al, 2012; Yanget al, 2014), 但南海中部及南部的混合特征鮮有研究。通過上文的分析可知, 南海18°N斷面明顯與南部海域的混合特征有所不同,需要進一步探究南海中部及南部上層混合的特征及可能造成混合的原因。

圖9為整個航次觀測的緯向18°N, 10°N, 6°N和徑向113°E四個主要斷面的湍動能耗散率及鹽度廓線, 從圖中可知18°N斷面的耗散率由表層至中層500m左右均較弱, 相對10°N與6°N斷面小一個量級。圖10為整個航次觀測的四個主要斷面的溫度耗散率及位溫廓線, 從圖中可知18°N斷面的溫度耗散率雖然與10°N和6°N斷面的值相差不大, 但仍有偏小。由此可知, 18°N斷面的混合明顯弱于南部海域。

圖8 南海次表層水團與中層水團之間的混合效率及浮性雷諾數統計, 從上至下分別是南海所有測站、18°N斷面測站及18°N以南測站Fig.8 The distribution of the mixing efficiency and the buoyancy Reynolds number Rε between subsurface water and intermediate water of South China Sea. The upper panel represents those of the all stations, middle panel for those of the station at18°N section, and the lower panel for those of the station south of the 18°N section.

圖9 南海緯向18°N, 10°N, 6°N和徑向113oE斷面觀測的動能耗散率廓線(彩色)及鹽度廓線(黑線)Fig.9 Turbulent kinetic energy dissipation across section of 18°N, 10°N, 6°N and 113°E in the South China Sea, respectively (color lines). The salinity profiles at each station are plotted in black lines

為進一步探究其混合特征, 分別選取18°N及10°N斷面中部的兩個深水站位進行比較。將這兩個站位有微結構觀測深度以內的溫度、鹽度、Turner角、浮性頻率、動能耗散率及溫度耗散率廓線繪于圖11(115.9988°E, 18.0063°N)和圖12(114.5010°E,10.1165°N)。由圖7a、圖9和圖11可知18°N斷面強的混合主要位于上部混合層, 而混合層以下隨著深度的增加而減小, 但平均約為10–9W/kg量級。由圖7a、圖9和圖12可知南部混合層依然是強的混合區,混合層以下混合雖然略有下降但仍然較強, 明顯不同于18°N斷面。南海南部500m以淺全水柱均呈現出較強的混合, 平均約為10–8W/kg量級。

圖10 南海緯向18°N, 10°N, 6°N和徑向113°E斷面觀測的溫度耗散率廓線(彩色)及位溫廓線(黑線)Fig.10 Temperature dissipation rate across the section of 18°N, 10°N, 6°N and 113°E in the South China Sea, respectively (color lines).The potential temperature profiles at each station are plotted in black lines

圖11 南海18°N上層500m以淺的溫度、鹽度、Turner角、浮性頻率、動能耗散率及溫度耗散率廓線(115.9988°E, 18.0063°N)Fig.11 Characteristic profiles of temperature, salinity, Turner angle, buoyancy frequency, kinetic energy dissipation rate and thermal dissipation rate of the lower 500m at 18°N section(115.9988°E, 18.0063°N)

由浮性頻率N可知從南海次表層水團至南海中層水團, 18°N處的層結強于10°N, 因此18oN的鹽指生成強度應該大于10°N(圖11, 12)。由Turner角可確定有鹽指生成的環境的深度范圍, 而在該深度范圍內10°N的混合卻明顯強于18°N, 鹽指所造成的混合并不能影響背景湍流混合的特征。那么南海南部的強湍流混合是什么原因造成的呢？

近年來, 很多學者發現在粗糙地形處, 局地跨越等密面混合率往往大于10–5m2/s的量級, 甚至是海洋內部混合的100—1000倍, 例如海山, 洋脊, 海盆間通道等(Polzinet al, 1997; Tianet al, 2009)。而從圖9和圖10的地形上看, 18°N斷面主要位于海盆區, 而南部的站位地形較淺且較為粗糙復雜。南海南部較強的混合很可能是由于內潮波與局地地形相互作用造成內波破碎而產生的。由Jan等(2007)和Shang等(2014)通過溫鹽數據、正壓潮流和地形數據計算的整個南海的內潮強迫項分布可知, 在呂宋海峽、西沙群島及南沙群島海域均是內潮的多發海域。由于這些地形復雜且變化較快, 也是內潮能量耗散強的區域(Laurent, 2008; Tianet al, 2009; Liuet al, 2012)。

圖12 南海10°N上層500m以淺的溫度、鹽度、Turner角、浮性頻率、動能耗散率及溫度耗散率廓線(114.5010°E, 10.1165°N)Fig.12 Characteristic profiles of temperature, salinity, Turner angle, buoyancy frequency, kinetic energy dissipation rate and thermal dissipation rate of the lower 500m at 10°N section(114.5010°E, 10.1165°N)

綜上, 南海中部及南海上層混合的特征表現為,18°N斷面的中部海域整個上層海洋平均耗散率約10–10—10–9W/kg的量級, 而南海南部海域混合率可達到10–8W/kg的量級, 18°N整體弱于南海南部海域。南海南部的上層海洋500m以淺全水柱均呈現出較強的混合耗散, 隨深度的增加基本沒有減弱的特征。結合地形及南海內潮強迫項分布推測, 南海南部較強的混合可能是由于內潮波在南部較淺且復雜的地形作用下的破碎造成的。

4 結論

南海次表層高溫高鹽水團和南海中層低溫低鹽水團的特殊溫鹽結構, 導致南海存在生成鹽指的環境。通過計算層結指數、密度比及Turner角診斷指數, 發現鹽指發育較弱, 從溫鹽廓線上也沒有發現明顯的溫鹽臺階結構。相對于南海南部海域, 18°N斷面水體呈現出“高χ,Γ; 低ε,Rε”特征, 而南海南部呈現出相對“高χ,ε,Rε; 低?！钡奶卣? 表明18°N斷面處鹽指的作用強于南海南部。從湍流及鹽指對混合的貢獻來看, 鹽指所造成的混合作用非常有限, 南海中部及南部的上層混合還是以湍流混合為主導。從上層水體的混合特征來看, 呈現出北部弱(18°N斷面)、南部強的特征。其垂向結構上看, 18°N斷面表層混合較強、次表層及中層較弱, 而南部的斷面呈現出500m以淺全水柱混合均較強的特征。結合南海地形及南海內潮強迫項分布, 可推測南部較強的混合可能是由于內潮與地形相互作用造成的。

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