海洋溫度 鹽度 密度的時空分佈與海洋環流 台灣大學海洋研究所唐存勇 2012 年 3 月 19 日 ( 台中教育大學教學 )
教育部具體作為 96 年提出 海洋教育政策白皮書 97 年發布修訂 國民中小學九年一貫課程綱要 中, 新增第七議題綱要, 即 海洋教育議題綱要
海洋教育議題之研訂理念 摘錄於九年一貫課程海洋教育議題之研訂及配套海洋教育議題研訂小組成大教育輔導第三十四期李坤崇教授主編 涵養學生的海洋通識素養為主軸, 奠立深厚基礎 善用體驗 省思 實踐來塑造親海 愛海 知海的教育情境 明列各階段具體目標
大綱 海水的基本特性 時空分佈情形 全球的環流系統 在台灣附近的環流 - 黑潮
海水的基本特性海水溫度 量測海水溫度的方法 : 1. 利用液體或金屬的熱漲冷縮 2. 液體的蒸氣壓差異 3. 溫差電偶 4. 電阻差異 5. 海表面的紅外線差異
顛倒式溫度計 0.01 o C 的精確度 利用水銀的膨脹係數測量溫度 容易產生兩種量測誤差儀器的偏差量人為視差
南森瓶 1. 儀器將沿著鋼纜下放到預定量測的深度 2. 當到達預定深度後, 由甲板施放重捶 3. 重捶沿鋼纜觸及開關閥後, 瓶口上端與鋼纜脫離使儀器上下顛倒 4. 將儀器回收甲板後讀取顛倒式溫度計上的溫度 Neumann, G. and Pierson, W.J., Jr. (1966) "Principles of Physical Oceanography
Mechanical bathythermograph (MBT) & Expandable bathythermograph (XBT) MBT 量測水深與水溫 僅適用於水深小於 300 公尺的水域, 下降的速度慢, 精確度低, 內部的機械式彈簧容易發生問題 使用華氏為單位, 精確度到 0.1 o F Using o F XBT 利用電阻值量測溫度 可在船行進時同時測量 材料為鋁 鉑 鎳等半導體材料 廣泛運用於海洋水文調查 利用自由落體的時間反算水深 0.1 o C 的精確度. 溫度的誤差來自於水深已超過儀器本身的限制
水文量測 : The Expendable Bathythermograph (XBT)
水文量測 : 表水溫鹽儀 (Surface CTD, SCTD) 1. 以水管抽取海表水後, 經過 CTD 裝置量測海水溫鹽值 2. 隨船航行軌跡量測, 可量測大範圍海表水溫鹽分布
水文量測 : g. Remote Environmental Measuring UnitS (REMUS) Autonomous Underwater Vehicle (AUV)
衛星測量海水表面溫度 利用衛星捕捉海洋向外輻射的紅外線, 藉以測量海水表面溫度 易受雲量分佈影響 通常以合成之結果表示
海水的基本特性 海水鹽度 一般定義 : 於一公斤海水溶解物質的總重量 量測海水鹽度的方法 : 1. 蒸餾法 2. 滴定法 3. 導電法 - 現最流行之方法, 量測海水導電度並據此推算鹽度, 單位是 psu(practical salinity unit)
海水的基本特性 壓力 單位為 dbar 量測靜水壓 (hydrostatic pressure), 實驗室中可以水銀柱量之 海洋中皆以電子感應器量測 Calibration is needed, in general. 壓力亦可由深度 密度推算得 但一般常反過來推算深度 若 ρ=1026kg/m 3,g=9.8m/s 2,z=1m, 則 p=1.005x104kg/m 2 s 2 =1.005 dbar/m 或 1m=0.995dbar 一大氣壓等於一 bar, 所以 10m 水深等於一大氣壓 反過來說, 颱風經過處大氣壓減少, 則水位上升 在前提及的 XBT, 其深度 ( 或壓力 ) 是以 free fall speed 來推算, 不精準但符合經濟原則
海水的基本特性 海水密度 海水密度是海水鹽度 (s) 溫度 (t) 以及壓力 (p) 三者的函數 ρ (s,t,p) 密度隨鹽度增加 溫度減少 壓力增加而增, 反之則減 海水密度通常介於 1027 到 1070 kg/m 3 之間 習慣上, 通常以現場密度 (in-situ density) σ 來表示 σ=ρ (s,t,p) -1000 海洋學上其它常用的密度表示法 : 1. 在忽略海水的壓力作用下, 以一大氣壓下的現場密度則稱為 σ t (sigma t), σ t =ρ (s,t,0) -1000 2. 在忽略海水的壓力作用下, 以一大氣壓下的零度 C 海水密度則稱為 σ 0 (zigma 0), σ t =ρ (s,0,0) -1000 3. 由於溫度會受壓力的影響而變化, 若將深層海水以絕熱狀態上提至海表面, 其溫度則稱為位溫 以位溫換算之海水密度則稱為 σ θ (zigma θ), σ θ =ρ (s,θ,0) -1000
海水溫度的垂直分佈 陽光照射海水, 加熱表海水後向下傳遞, 物理機制有 Conductivity: 傳導(慢) Turbulence mixing: 紊流混合(快但僅限於上層海域) 下沉流 下層海域一般有極區流來的冷水, 冷卻海水, 物理機制有 Conductivity: 傳導 湧升流 海溫的垂直分佈為 上熱下冷, 除特例 ( 如極區 ) 外, 違返此原則往往造成不穩定, 因而產生上下運動 海溫垂直分佈約可分三層, 表層含混合層 次表層及深海 次表層含一主數個斜溫層 (thermocline), 此層隨水深增加溫度急遽下降, 變化最大的稱為 main thermocline, 以外則是 sub-thermocline 典型低緯度的溫度垂直分佈是 20 at surface, 8 at 500m, 5 at 1000m, 2 at 4000m, 但典型近極地的溫度垂直分佈是上下近乎一致, 約 2
海水溫度的垂直分佈 Sea surface temperature ( 海水表面溫度,SST) 與氣溫相近, 但並不相同 當海面極平靜無風時, 海面會形成一 film 真正 SST 不易測得, 一般以數十公分至數公尺的海溫為代表 Mixing layer: 混合層 因海水之垂直運動, 其溫度垂直變化小近乎均溫, 此層厚度因地點 時間不同而不同, 其厚度大致是 0-200m 極地 地中海 下沉流等區,mixing layer 較厚 ; 赤道 湧生流等區,mixing layer 較薄 冬季時一般混和層厚 Thermocline: 斜溫層 定義 : 一般定義為溫度差異最大的水深 深度約在 10-1000m( 因地點 時間不同而不同 ); 一般 Thermocline 於 Tropical Ocean 較強, 於 Polar Regions 較弱 南海常可見二 thermocline Deep Ocean : 深海 溫度低 垂直變化小
海洋與太陽的關係 太陽不均勻地加熱地球
海水溫度的水平分佈 主要受日照加溫影響, 故等溫線為東西走向, 赤道熱極地冷 圖中海水溫鮮少高於 30, 但於夏季熱帶海洋 SST 常超過 30 極地最低約 -2 表海水最熱處在西太平洋國際換日線附近 Warm pool, 於其東方近南美處, 則可見一舌狀冷水, 稱為 cold tongue 一般而言, 於副熱帶的 SST 東低於西 ; 近極區則反之, 此與洋流有關 近大陸的 SST 較離岸低, 此與大陸冷卻快, 冷河川水注入海洋有關 海表面的年平均海水溫度
日照不再能直接影響海水溫度的分佈, 海洋運動成為圖中溫度分佈的主要因素 ; 等溫線分佈顯示不再是赤道最熱, 最熱海水往往存在於亞熱帶 / 亞熱帶間, 且成東西不對稱分佈, 海水最熱處偏存於大洋西方 且各大洋均有類似現象, 此與 subtropic grye 有關 赤道地區溫度低與湧昇流有關 北南海水較西北太平洋可能與季風引起的湧昇流有關 於此深度海溫變化, 約在 -2-22 o C 水深 300 公尺的年平均海水溫度
海溫差異明顯減少, 大部份海溫約於 -1-4 o C, 部份內海海溫可達 13 o C 溫鹽環流是此溫度分佈的主因 北極海水於此深度與大洋隔絕, 然南極海水與仍南大洋相通, 唯一水平東西向溫度鋒面存在, 此鋒面可能阻止南大洋與南極水直接交換 北太平洋最冷, 北大西洋最熱 水深 2000 公尺的年平均海水溫度
海水鹽度的垂直分佈 海水中的鹽主要來自於陸地, 雨水沖刷流入河流, 再由河流帶入海中, 每年帶入量約 3.6 10 9 噸 而每年由海水進沉積物的鹽量亦大致與流入量相同, 故以大尺度觀之, 海水中的鹽度大致穩定的 但於一小區間或短時間內, 鹽度可受河川注入 蒸發 降雨而有所改變, 其實全球表鹽度與蒸發 / 降雨量息息相關 75 %的海水鹽度介於 34.5-35psu 間 ; 世界海水平均鹽度值約 34.72psu; 與溫度不同,salinity 的垂直分佈無一般型態 鹽度垂直變化大之處為 halocline 此圖顯示台灣東部海域的垂直分怖, 頗具代表性 表海水因降雨而鹽度低, 有時甚至可低於 34psu
海水鹽度 (SSS) 的水平分佈 表面海水的鹽度高低主要受蒸發 / 降雨影響, 一般而言中緯度蒸發超過降雨, 故鹽度較高 ; 低 高緯度蒸發少於降雨, 故鹽度較低 SSS 與降雨減去蒸發關係良好 由 SSS 可推知 降雨量 蒸發量 土壤濕度 大氣蒸氣壓 海冰的範圍 表面海水鹽度範圍一般在 33 到 37 psu 北大西洋 (35.5)> 南大西洋與南太平洋 (35.2)> 北太平洋 (34.2) 北大西洋鹽度較高原因源於地中海 Mediterranean(39), Red Sea (41) 極地因降雪多,salinity 皆不太高, 因此深海水的 salinity 亦不太高 地中海鹽度高, 其外流水對整個大洋有深遠影響 海表面的年平均海水鹽度
次表層半封閉的海洋(如地中海 裏海等)的高鹽度海水流入大洋, 影響區間依流量而有所不同 次表層 salinity 仍以北大西洋最高, 最高值在美東方海域, 此是地中海高鹽度海水外流, 向西擴散後, 上浮的結果 次表層各大洋的 salinity 分佈與溫度有些相似, 以熱帶及亞熱帶 ( 緯度 25 o 左右 ) 有較高值此與副熱帶環流有關 深海鹽度變化不大, 唯極地鹽度增高, 於太平洋高於中低緯度 地中海外流高鹽度的水於 2000 公尺處明顯可見, 外流水流入大西洋後, 向西擴散, 此高鹽水可追蹤逾數仟公里
海水密度的垂直分佈 主要受溫度控制, 故於其分佈類似, 但反相 鹽度僅在河口處重要 當極淡的水浮在海水上, 往往造成下層海水水質不良 垂直分佈 一般是上輕下重 密度於混和層分佈近乎一致, 其下大都是斜密層 (Pycnocline), 此層與斜溫層近乎同區間 深水溫度變化小, 密度隨壓力增加而增加, 唯 σ θ 則近乎一致 水平分佈 表層密度分佈 : 由赤道往南北緯 50~60 度增加, 並往極區開始緩慢遞減 次表層密度分佈 : 主要受溫度分佈所控制 深海密度分佈 : 密度近乎一致 時間上的變化 : 主要發生在次表層以上的海洋, 受海洋各種尺度運動的影響
歷史水文資料 四季測站點分布圖 台灣近岸比遠洋多 集中在基隆東北海域 高雄西南海域與台灣海峽 南海與台灣東海岸相對探測次數少
海洋環流
地球的自轉 - 淺談科氏力 科氏力是因為地球自轉所產生的假想力 假想力的意思為, 此力並非真正存在 火車的猜想 : 假設有兩列火車, 一列在北緯 30 度, 一列在北緯 60 度 由於地球會自轉, 加上地球是個球體, 所以在低緯度地區轉的快
N60 o N30 o 兩列火車的速度一樣快 令他們同時出發 其中一位乘客自北緯 30 度列車第 3 節車廂跳往北緯 60 度第 3 節車廂 此乘客應該會恰恰落在北緯 60 度的第 3 節車廂 但是由於地球自轉
N60 o N30 o 北緯 30 度的火車會跑得較快 由於低緯區轉的快, 因此北緯 30 度的火車會跑得較快, 將會領先北緯 60 度的火車 乘客跳過去後, 可能會落到第 2 節車廂 已非原本的第 3 節車廂的位置 相對來說, 此乘客向右邊偏離了原本的位置 這個因旋轉而產生科氏力能讓運動中的物體向右偏轉 ( 北半球 )
地球的海流 任何海水的流動即可稱之為海流 引起海流的主要原因為太陽不均勻地加熱地球 當大氣被不均勻的加熱後, 產生空氣的流動 風 風吹水流乃是顯而易見的道理 對著碗裡的湯吹氣, 可看見湯的表面因為受到吹氣的影響而流動 海洋中由風所引起的海流也叫作風吹流 風吹流主要僅限於上層 1000 公尺的海中 也叫做上層海流 較大且較穩定的海流也稱做洋流
年輕艾克曼的發現 100 多年前, 艾克曼隨著他老師一同探險北極的旅程中, 發現了被風吹動的浮冰並非和風向一致 他發現原來是科氏力的作用, 而使浮冰方向逐漸偏轉 最典型的例子即是表層海水受風吹拂所引起的海流, 亦是上層海洋最主要的海流 極表層海水其流速大約為風速的 3%, 此極表層海流因水分子間磨擦力, 因而帶動其下層海水流動, 但摩擦力隨深度遞減, 故純由風引起的海流僅限於海洋上層數十公尺 海水受風吹動, 最初沿風向而流, 但漸漸的感受到科氏力, 方向因而有所偏轉
環流系統 由於地球自轉 風的影響和陸地所形成的自然邊界, 北半球主要海流會形成一順時針的環流 北半球的各大洋中皆可見 順時針方向環繞 南半球也有類似的環流系統, 唯獨環繞方向為逆時針方向環繞
與我們息息相關, 北太平洋環流系統 太平洋海洋副熱帶渦旋亦即北太平洋環流, 此環流形成的機制是北緯 30 度以南吹貿易東風, 以北是西風帶, 此風場為形成此環流的主因 太平洋環流東西不對稱, 在海盆西邊海流強但窄, 東邊海流弱但寬, 此不對稱是源於地球的自轉 此環流主要作用是將熱帶的暖水北送, 寒帶的冷水南送, 減少赤道與極地的溫差, 使二地皆適生物生存 黑潮即是此太平洋環流靠西邊的一支 太平洋環流分佈如圖示
深海洋流 由於表層海洋的溫度也是不均勻分佈 高緯區的海水因溫度低, 密度變大而產生下沈的情況 這些深海洋流緣起於海水密度的變化 海水的密度又與海水的溫度 鹽度息息相關, 因此深海洋流又稱做溫鹽環流 目前人類對溫鹽環流仍然非常不瞭解
黑潮的分佈 西向的北赤道洋流受菲律賓陸地阻擋, 分為南北二支, 南支稱為明答哪峨海流, 北支即是黑潮 黑潮基本上是沿大陸棚邊緣而流, 遇有缺口或急遽彎曲的地形時, 會有入侵現象 如在呂宋海峽, 黑潮有入侵南海甚或台灣海峽的現象, 又如在日本北方有入侵日本海 ( 東海 ) 的現象 黑潮僅與中國東海邊緣的海水交換, 故中國大陸受黑潮影響小, 此可能是中國人不親海的原因之一 在黑潮的邊緣, 常存在一股反向的海流, 稱之黑潮反流 於台灣附近黑潮有季節性的移動, 冬季較靠近台灣, 夏季離台灣較遠
黑潮對於文化的影響 台灣原住民與菲律賓居民有某種程度上的相似, 島嶼之間可能便透過黑潮建立起溝通的管道 日本位處北緯 35 度, 卻以稻米為主要糧食 同緯度的中國東北地區, 卻以麥類為主 日本特有的壽司文化 自熱帶北流的黑潮, 為日本帶來適合稻米生長的氣候條件
黑潮對台灣的影響 黑潮深深影響台灣周遭的環境 於夏 冬兩季而有明顯的變化
黑潮對氣侯及氣象 沒有黑潮, 氣候將成什麼樣子? 基隆多雨, 與黑潮入侵台灣東北海域有關嗎? 黑潮對颱風的可能影響
黑潮對經濟的影響 迴游性魚類 台灣東北海域漁場與黑潮入侵 日本鰻苗的漂移 航行船隻利用黑潮 日本產的米
黑潮的利用 發電觀光海水淡化去污?
海流量測 分佈及特徵
海流量測 : a. Drifter bottle 瓶中擺放一張小紙條, 請拾獲者在上面填上拾獲的地點與日期, 藉以推算此瓶的漂流速度 http://zh.wikipedia.org/wiki/%e7%93%b6%e4%b8%ad%e4%bf%a1
海流量測 : b. Drifter & float 1. 此海流觀測技術屬於 隨波逐流 " 式, 即 drifter 會跟隨海流流動 2. 藉由定時由 drifter 向衛星發報其所在位置, 藉以推算海流流速 Source: NOAA
海流量測 : b. Drifter & float Centurioni et al. (2004)
海流量測 : c. Geostrophic calculation 1. 假設僅壓力梯度力與科之力平衡下的海流 2. 80% 的海流分布滿足此一假設 3. 可由兩個水文測站推算 4. 右圖為於北南海的地轉計算海流, 可看出黑潮於呂宋海峽的流況及北南海的流場隨季節的分布
d. 船碇式都卜勒流剖儀測量海流示意圖 Acoustic 音響式儀器 船底音鼓發射音波 散射體與音鼓速度差引起聲波變化頻率 ( 都卜勒效應 ) Narrow Band 窄頻實際頻率變化 Broad Band 寬頻頻率相位變化
船碇式都卜勒流剖儀 海水流速 海水流向 相對船速 時間 經緯度
流場資料 水體的運動方向與速度 主要探測儀器 : 船碇式都卜勒流剖儀 資料來源 : 海研一 二 三號研究船 資料時間 :1990~ 迄今 資料累積數量 : 約 1,500 航次
船碇式都卜勒流剖儀探測範圍 隨船探測, 航行軌跡即其探測位置 廣布台灣四周 垂直空間上的限制
校正原理 唐 馬 1995 ( 註 ) 設都卜勒流剖儀與 GPS 二獨立系統只含隨機誤差與系統誤差 系統誤差 : 以 GPS 為基準參考船速, 利用誤差之最小平方法校正系統誤差, 其值隨著時間或空間的平均下降 絕對流速 = 相對流速 船速 系統誤差 : 隨時間平均的增長, 快速的呈指數遞減, 目前取 30 分鐘的時間平均長度, 將隨機誤差降至可接受程度 ( 註 )Tang, T. Y., and J. C. Ma, 1995: A note on the accuracy of shipboard ADCP on Ocean Researcher I. Acta Oceanogr. Taiwanica, 34, 71 81.
結語 海洋蘊含資源, 也讓人類發展了文明 洋流平衡了氣候, 讓地球適宜生存 洋流具有沖散 稀釋污染物的作用 日益嚴重的污染, 是人類的一大警訊 如何與海洋共存是必須共同面對的課題