水下滑翔机在识别水团新结构中的应用

田永青，陈航宇，周喜武，潘爱军，邱 云,2

(1.自然资源部第三海洋研究所，福建 厦门 361005;2.青岛海洋科学与技术国家实验室，山东 青岛 266237)

海洋观测技术的每次革新都将促进海洋研究的进步。1989年美国人Stommel首次提出了采用一种能够在水下作滑翔运动的浮标进行海洋环境调查的设想，这是水下滑翔机的最初概念。截止目前，美国已开发出Slocum、Spray和SeaGlider等多款水下滑翔机产品[1-3]，并得到广泛应用。国内科研机构天津大学和中科院沈阳自动化研究所率先于2014年分别开展“海燕”和“海翼”水下滑翔机[4-6]的海试工作，两家单位都获取了大量水平空间上的加密观测数据，实验的各项指标均测试合格，正式标志着我国自主设计生产的水下滑翔机突破了国外技术的封锁，向建设海洋强国迈出了坚实的一步。

国外海洋学家率先利用水下滑翔机开展了大量研究，发现了许多传统观测手段未发现的现象。Castelao等(2008)在中大西洋湾首次基于持续的水下滑翔机观测，揭示了该海湾5—10月受径流及风的影响，陆架100 km范围的表层10 m以浅存在低盐水[7]。Todd等(2011)基于水下滑翔机观测，在美国加利福尼亚近岸海域发现加利福尼亚流系(CCS)的向极流支存在不连续性[8]。Simón等(2012)基于持续的水下滑翔机观测，配合锚系数据和大气模式在白令海揭示了强风(风速大于20 m/s)导致的海洋强混合层事件，并刻画了混合层更小尺度的变化[9]。Domingues等(2015)利用水下滑翔机观测揭示了加勒比海上层海洋对“冈萨洛(Gonzalo)”台风的响应，结果发现障碍层阻碍了台风期间海表的降温[10]。Johnston 等(2015)利用7年间的5万多条水下滑翔机剖面数据研究了美国加利福尼亚近岸海域内潮和半日潮的分布状况及其季节和年际变化[11]。我国海洋学家近几年也开始将水下滑翔机应用于海洋研究中。Qiu等(2015)在南海北部利用26 d的水下滑翔机连续观测，研究了海洋对2个强风过程的降温响应[12]。Shu(2015)和Liu等(2019)分别利用南海北部获取的水下滑翔机数据，分析了一个暖涡的精细结构，并解释了其来源[13-14]。

2017年8—10月，自然资源部第三海洋研究所牵头实施的中国大洋45航次第二航段在热带东太平洋开展了水下滑翔机实验，张磊等(2019)[15]利用航次的CTD数据揭示了该海域10°N断面的水团构成自上而下分别为东部赤道-热带水团(E-ETWM)、北太平洋中央水团(NPCW)[16-18]、加利福尼亚流系水团(CCS)[19-20]、南太平洋中央水团(SPCW)[16]、太平洋亚北极水团(PSWM)[20]和太平洋深层水团(PDW)[20-22]。本研究进一步利用航次期间我国首次在该海域投放的中科院沈阳自动化研究所自主研发的水下滑翔机观测的温盐数据，揭示了该海域利用传统大面观测难以发现的北太平洋中央水(NPCW)的一些细尺度结构。

1 数据与方法

1.1 设备及数据概况

国产“海翼”基本型水下滑翔机搭载的温盐传感器为海鸟GPCTD，工作频率为1 Hz，滑翔机设置的采样间隔为6 s，输出要素为时间、电导率、温度和压力，设计下潜深度1 000 m。本次观测使用两台水下滑翔机J004和J006进行对比观测，J004工作下潜深度设计500 m，J006下潜深度设计1 000 m。水下滑翔机工作原理详见文献[23]。

J004的观测时间为2017年8月25日至2017年9月3日。J006的观测时间为2017年8月25日至2017年9月1日。工作航迹如图1所示。

图1 水下滑翔机航迹图及同期的CTD、Argo测站Fig.1 Track map of underwater glider and stations for CTD and Argo observations during the same period

两台水下滑翔机各项运动指标见表1。水下滑翔机平均垂向速度约0.12～0.17 m/s，采样间隔6 s。

表1 两台水下滑翔机工作指标Tab.1 Working index of two underwater gliders

1.2 数据处理过程

水下滑翔机数据的一些技术处理参考Liu等(2020)方法[24]，具体处理步骤如下：

①首先进行水下滑翔机GPS地理位置信息着陆检查，排除位置异常数据。

②盐度的计算，本研究采用海鸟软件中盐度计算模块。

③可能受Glider安装的位置和Glider运动产生的湍流影响，上升剖面数据易产生一些毛刺，故统一取下降剖面。剖面位置统一选取下潜前的位置。

④水下滑翔机的水泵在0～10 m关闭，部分剖面10 m以浅数据缺失，计算数据统一取10 m以深。

⑤10 m以深个别层缺失数据，采用线性插值进行补充。

⑥利用海鸟软件经过滤波、延时校准、逆压订正、热滞后校正等步骤处理后，再逐条剖面检验，人工删除异常值。最后得到质控后的良好数据。

1.3 数据评估

水下滑翔机J006投放时，筛选了同期距离J006最近的Argo[25](位置见图1)进行比测，J006与比测Argo位置相差18 km，观测时间相差5 d。选择距离J004观测剖面最近的CTD测站(图1红圈)进行比测，两者位置相差6 km，时间相差10 d。

考虑到两种设备观测时间与地点具有一些差异，且海表受外强迫(风、热通量、降雨等)影响显著，海洋上层存在着显著的日变化、内潮、近惯性振荡等高频波动，图2也反映了跃层以浅温度和盐度的偏差相对较大。跃层以深受外界强迫较小，5～10 d内变化较小。J006与Argo在200～500 m层温度偏差最大0.454 ℃，盐度最大偏差仅0.018[图2(b)]。J004与CTD在200～500 m层温度偏差最大为0.230 ℃，盐度最大偏差仅0.017[图2(d)]。经过多台不同类型设备的比测，一定程度上验证了水下滑翔机温盐观测的准确性。

图2 水下滑翔机与不同设备的温盐比测Fig.2 Comparison of temperature/salinity obtained with underwater glider and other equipments(a)J006与Argo的温盐曲线，(b)J006与Argo的温盐偏差，(c)J004与CTD的温盐曲线，(d)J004与CTD的温盐偏差;红色为温度，蓝色为盐度。

1.4 障碍层的确定

障碍层定义为等温层和混合层之差，由于梯度法能较好的识别出等温层(混合层)与跃层的拐点，故按如下公式计算：

ΔD=Lther-Lpycn

(1)

式(1)中Lther和Lpycn分别以温跃层和密跃层的上界深度(m)(以下简称深度)来计算。温跃层和密跃层深度的确定按邱章等(1996)的处理方法[26]，计算标准分别为：

温跃层强度：ΔT/ΔZ=0.05 ℃/m

密度跃层强度：Δσt/ΔZ=0.015 kg/m2

参照跃层的定义，本研究把Lther和Lpycn既分别

表示温跃层和密跃层的深度，也分别视为障碍层的下界和上界深度，ΔD为障碍层的厚度。

水体层结状态为内波存在的重要环境参量，以振荡频率N来表征：

(2)

2 结果与讨论

2.1 水团分析

对水下滑翔机J004和J006所有质控后的观测剖面数据进行T-S点聚图分析(图3)。

依据水团浓度混合理论中混合曲线的确定法[27-28]可以确定水团个数，若温盐混合曲线有N个显著的拐点，则水团组成为N+2个。由图3可知该温盐混合曲线有6个显著的拐点，即水团组成应为8个。但张磊等(2019)[15]利用CTD实测资料分析热带中东太平洋水团组成时发现该海域仅存在6个水团，50 m以浅为东部赤道-热带水团(E-ETWM)，温度高于28 ℃，盐度介于33.06～34.60；50～120 m层为北太平洋中央水(NPCW)[16-18]，温度介于18～28 ℃，核心层盐度最大值可达35.09；120～180 m层为加利福尼亚流系水团(CCS)[19-20]，温度介于12～18 ℃，盐度介于34.18～34.60；180～400 m层为南太平洋中央水团(SPCW)[16]，温度由12 ℃降到9 ℃，盐度变化范围为34.60～34.74；400～1 500 m层为太平洋亚北极中层水团(PSIW)[20]，温度介于3～9 ℃，盐度值较上层有所降低，介于34.50～34.60；1 500～6 000 m温盐差异很小的底层水团为太平洋深层水团(PDW)[20-22]。

图3 水下滑翔机观测温盐曲线的T-S点聚图Fig.3 Scatter diagrams of temperature and salinity data observed by underwater glider红色“+”为J004观测数据，绿色“·”为J006观测数据，A、D、E、F、G分别为该海域东部赤道-热带水团(E-ETWM)、北太平洋中央水(NPCW)、加利福尼亚流系水团(CCS)、南太平洋中央水团(SPCW)、太平洋亚北极中层水团(PSIW)的核心。

分析水下滑翔机J004观测的温度、盐度和密度剖面(图4)。

图4 水下滑翔机J004观测的水文要素断面Fig.4 Section of hydrological elements observed by underwater glider J004顶轴“·”代表站位位置，下同。

由图4可以发现该海域北太平洋中央水(NPCW)的60～80 m层分布着一层低盐水[后文统称中间层低盐水，见图4(b)中黑实线范围]，低盐核心呈稀疏的斑片状水平分布。中间层低盐水的存在造成了T-S点聚图中多出B、C 2个拐点，进而呈现8个水团的构成。

为进一步验证该现象的真实性，分析另一台水下滑翔机J006的观测结果(图5)。

图5 水下滑翔机J006观测的水文要素断面Fig.5 Section of hydrological elements observed by underwater glider J006

由图5可知，北太平洋中央水(NPCW)60～80 m层分布的中间层低盐水[见图5(b)黑实线范围]仍清晰可见。由于J006观测剖面水平距离是J004的一倍，空间精度低一倍，故揭示的中间层低盐水现象没有J004明显，这也解释了张磊等(2019)[15]基于2°水平间隔的CTD观测数据为何没有发现该中间层低盐水。

2.2 形成机制分析

热带东太平洋降雨充沛，年降雨量可达3 000 mm以上[18]，表层盐度显著降低，上层20 m附近形成强的盐度跃层，20～150 m的跃层范围内等盐线存在高频波动信号，等温线、等密线在此范围高频波动信号同样清晰，根据图4、5中等温(密)线的波数以及表1中的观测时间，粗略计算出波周期约为12 h，可知波动信号为半日内潮。一个有趣的现象是60～80 m范围内等盐线并无波动信号，等温线和等密线分布稀疏。分析发现该层次位于障碍层的底部，而障碍层对应浮力频率极小值区,具有较弱的层结稳定性[29-30]。而内潮存在的背景场需要稳定的层结，可能是障碍层底部较弱的层结稳定性使得60～80 m范围内不支持潮信号的生成与传输。

为探究障碍层与中间层低盐水的关系，将J004水下滑翔机观测的整条断面做水平平均，以期消除潮和近惯性振荡等较高频信号。选取上层200 m进行重点研究(图6)。

图6 断面水平平均的水文要素垂向分布廓线Fig.6 Profile of vertical distribution of hydrological elements averaged by the whole section at horizontal direction水温(红实线)、盐度(蓝虚线)、密度(黑实线)和浮力频率(粉实线)，ML表示混合层，BL表示障碍层，MLLSW表示中间层低盐水密度。

由图6可知，断面水平平均的混合层深度20 m，等温层深度60 m，障碍层的深度范围为20～60 m，且障碍层深度范围内浮力频率较小，浮力频率在障碍层的底部60 m附近达到极小值。60～80 m的中间层低盐水刚好位于障碍层的底部，浮力频率从60～80 m开始逐渐增加，并在80 m处达到极大值，70～120 m浮力频率为最大值区，海洋环境适合内波的形成及传播。由图4、5可知，70～120 m范围内内波信号显著，且振幅最大值也位于该深度范围内。此次调查区域，100 m层附近为高盐的北太平洋中央水(NPCW)与低盐的加利福尼亚流系水(CCS)的交界面[15]，界面处较强的内波可将界面下低盐的加利福尼亚流系水(CCS)抬升至障碍层底部的60～80 m处，问题是为何内波携带界面下的低盐水向上抬升仅止步于60 m?我们猜测一个可能的原因是障碍层底部60 m为浮力频率极小值区，弱层结区类似于一个“陷阱”，内波携带的低盐水到达此处后无法继续传播，因此内波携带100 m界面下低盐的加利福尼亚流系水(CCS)至此后能够较长时间的存留。另外，由图4、5可知内波在70～120 m范围内波动最大振幅可达30 m，能量平衡上也符合100 m层界面下低盐的加利福尼亚流系水(CCS)刚好被内波携带至60～80 m层。

为进一步验证中间层低盐水的形成主要受内波携带界面下的低盐水向上抬升调控，截取J004观测到的包含一个内波事件事件段的温盐剖面进行分析(图7)。

图7 J004观测到的内波影响下的温盐断面分布Fig.7 Distribution of temperature and salt section under the influence of internal waves observed by J004等值线代表水温(℃)，填充色代表盐度，顶轴“·”代表站位位置。

图7显示8月31日10时在154.25°W附近发生了一次较强的内波事件，受内波强剪切影响，等密度面产生较大的波动，图中表现为跃层附近75～130 m范围内的温度等值线和盐度等值线均产生强的拉伸，154.25°W东侧的水体向下运动，将海洋上层的能量向下传，而154.25°W西侧的水体则向上抬升，将深层较冷而淡的海水连同营养物带到较暖的浅层，图中显示120 m处的低盐水被抬升至85 m附近，与图4、5显示的中间层低盐水位置接近。通过个例分析进一步证实了内波是中间层低盐水产生的动力机制。而图4、5与图7中均显示中间层低盐水呈不连续分布，结合图中内波的振幅强度可以推测，可能是该海域内波的强度不强所致。

朱良生等(2002)指出障碍层是阻碍海洋上层热量向下层传输的一个水层[29]。潘爱军等(2009)同时指出，海表风搅拌产生的湍动能在向下传输过程中，大部分湍动能被较浅的盐度层结阻挡,限制在混合层以上,部分穿透混合层底的湍动能再次被温跃层阻挡[30]。因此，障碍层也阻碍了上层的热能和湍动能向下传输，使得50～60 m层高盐的北太平洋中央水(NPCW)不致于和中间层低盐水产生混合。

2.3 讨论

本研究发现北太平洋中央水(NPCW)的60～80 m层分布着中间层低盐水的现象是基于水下滑翔机获取的连续剖面(时间间隔2～4 h，空间间隔2～4 km)的温盐数据，传统的船载CTD大面观测受空间精度与时间精度的制约难以发现，锚系观测虽然可以识别更高频的信号及现象，但只能单点固定观测，成本极高。水下滑翔机的观测一定程度上融合了两者的优点，且成本较低。此外，水下滑翔机还可以用于敏感海区的观测，避免受外界干扰。水下滑翔机也适用于锋面、涡旋、跃层等海洋环境变化剧烈的海域进行加密观测，获取相关水团精细结构的特征。

本次调查发现的中间层低盐水的形成依赖于海洋环境存在障碍层，垂向上相邻水团的交界面位于障碍层下方，交界面处的内潮能量刚好可以向上传输至障碍层下界面。我们猜测中间层低盐水的形成与障碍层的厚度和位置、内潮能量的强弱以及相邻水团垂向叠置的位置密切相关，至于存在障碍层的其他海域，是否也存在类似现象，值得我们进一步去深入研究和归纳。

3 结论

基于我国首次在热带东太平洋海域开展的水下滑翔机观测的温盐数据，得出如下结论：

(1)国产水下滑翔机观测的温盐数据准确可靠，未来可广泛应用于大洋深海观测。

(2)本次在热带东太平洋调查海域发现北太平洋中央水(NPCW)(50～100 m)的60～80 m层分布着中间层低盐水，中间层低盐水来源于北太平洋中央水下方的加利福尼亚流系水(CCS)。

(3)调查海域60～80 m中间层低盐水形成的动力机制可能主要受跃层附近的内波控制，分布状态与内波强度密切相关。同时受上层(20～60 m)障碍层的影响，障碍层底部60 m的弱层结区类似于一个“陷阱”，内波携带的下方低盐水到达此处后无法继续传播，故中间层低盐水仅仅出现在60～80 m。另外，障碍层阻碍了海表热量和湍动能的向下传输，抑制了50～60 m层高盐的北太平洋中央水和中间层低盐水的混合，使得中间层低盐水能够较长时间的存留于北太平洋中央水的60～80 m层中。

致谢：感谢中国Argo实时资料中心提供的Argo数据，用于本研究数据比测与验证；感谢中国大洋45航次所有参航队员的付出，提供本研究使用的CTD等观测数据。