屈 玲，郭双喜，鲁远征，岑显荣，黄鹏起，周生启

(1. 中国科学院 南海海洋研究所，热带海洋环境国家重点实验室，广州 510301；2. 南方海洋科学与工程广东省实验室（广州），广州 511458；3. 中国科学院 南海生态环境工程创新研究院，广州 510301；4. 湖北省地质局地球物理勘探大队，武汉 430056；5. 佛山科学技术学院 工业设计与陶瓷艺术学院，佛山 528000)

0 前 言

对流是指较重的流体位于较轻的流体上方时，引起不稳定而驱动湍流混合。对流是自然界和工业中的一种普遍现象，对恒星热交换、大气环流与大洋环流、地幔热对流，以及动力、核能、航空航天领域中的热输运等具有重要作用[1-4]。在海洋上层，由于夜间大气降温，使得海洋表层温度降低密度增大，从而在表层和次表层之间形成具有日周期的对流混合，这种现象对海洋上层的湍流混合、海气之间的热量交换乃至大气环流、海洋热盐环流起到重要的调节作用[5-7]。在海洋内部，在内波、潮汐等与地形相互作用下，水体发生翻转，形成密度垂向不稳定分布，从而激发对流不稳定的发生[8-11]。在极地海域，海洋上层冷却、盐析作用生成的高密度水体不断以重力羽流的形式下沉，形成深海对流，它对大洋经向环流的维持起到至关重要作用[12-16]。

随着观测技术的发展，人们逐渐开展深海对流动力过程的研究。在海洋底层，特别是具有复杂地形的海域，如海山、海脊、峡谷等粗糙地形的底部，底层平流与海底复杂地形发生相互作用，形成深海环流、内波、深海涡旋等丰富的多尺度动力过程，不仅会影响底层水体性质，还会引发不稳定、造成水体剧烈翻转，形成不稳定性强对流，从而改变底层浮力通量[17-18]；对流不稳定还会驱动新的底部动力过程，例如斜坡上的边界层次级环流[19-21]，从而改变底层的剪应力和剪切通量的输入。在海底陆坡区[18，22-23]和洋中脊区[24]，对流不稳定是常见的现象，对海洋底边界层的生成以及底部混合提供了重要的动力机制[17-18]。在陆坡区底边界的上升流中，底层平流的垂向梯度和背景层结，使得水体出现负层结而激发对流不稳定，而在下坡流中，密度小的水在平流输送下处于密度大的水之上，增强了水体的层结[25]。在一些海洋陆坡区的观测中，下坡流中出现的对流不稳定主要是由于Ekman输运的失稳引起[18,22,26]。在一些洋中脊区域，观测发现由下坡流转为上坡流时发生对流翻转[24]，并通过潮致底边界层的数值模拟得到验证[27-28]。

对流不稳定对于海洋底层湍流混合和能量输运贡献的认识还存在分歧。研究表明底层水体的对流不稳定对底层湍流混合有重要影响。在湖泊斜坡边界处湍流混合的生成中，对流不稳定与速度剪切是两大主要因素[17]。虽然目前对海洋底部对流不稳定生成湍流混合的认识还不完全成熟，但有研究表明对流不稳定为湍流混合提供了额外的能量[18,29-30]，甚至在一些海域中其在湍流混合中的作用可能超过了速度剪切[31]。对于对流对海洋底层影响的认识不足，也使得人们对海洋底边界层中能量耗散的估计存在较大不确定性，估值从0.2 TW到0.83 TW[32-34]。

南海（South China Sea，SCS）作为西太平洋活跃的边缘海，其湍流混合强度比太平洋高两个量级[35-36]。由于海底观测能力的限制，过去人们对南海动力过程的研究主要集中在海洋上层和河口，鲜少对海洋底部进行研究。观测资料的缺乏使得人们对于南海底层对流不稳定性的认识非常有限。因此，本文基于南海北部陆坡区底层高时空分辨率锚定观测数据，开展对流不稳定层（即对流底层）的变化特征，及其对海洋底层能量输运和湍流混合的贡献的研究。

1 观测数据和方法

本文采用的观测数据来源于国家自然科学基金委共享航次（航次编号： NORC2018-06），搭载“嘉庚号”科考船于2018年9月17日至10月19日期间在南海开展的科学考察航次。该航次于2018年9月20日01:30在南海东北部东沙群岛附近（20.895 3 °N，117.180 8 °E，水深385 m，见图1（a））进行了37 h的水文观测，船体受风和海表流的作用，位置逐渐发生漂移，因此科考船每隔3 h进行一次复位。通过温盐深仪（conductivity temperature depth profiler，CTD，品牌：Sea-bird Electronics，型号：SBE 911）对海水的温度、盐度、压强进行剖面式观测，观测频率为24 Hz；在CTD架的底部，搭载了一台300 kHz下放式声学多普勒 流 速 剖 面 仪（lowered acoustic Doppler current profiler，LADCP，品牌：Teledyne RDI）对海水流速进行观测，观测层数为20层，层厚为8 m。每小时下放一次CTD架，通过CTD和LADCP进行温度、盐度、压强和流速的垂向廓线观测。

图1 (a) 观测海域海水深度等值线图，红色×号表示观测站位；(b) 潜标配置示意图Fig. 1 (a) Bathymetric map of the northeastern South China Sea (SCS), the red cross denotes the observation station; (b) The schematic m of the mooring

与此同时，在相同位置布放了一套锚定潜标（见图1（b）），该潜标底部采用稳定的三脚架坐底形式设计，持续观测37 h，并通过声学释放器及浮体装置安全回收。在该潜标上，沿垂向配置了71个温度传感器（品牌：Ocean Net Technology Co. Ltd.，型号：ONT18S，观测频率为8 Hz），其中18个配置在坐底三脚架上，间隔自底向上从0.022 m逐渐增加至0.295 m，最下方的温度传感器的距底距离Dab= 0.01 m，由三脚架顶部向上至距离海底Dab= 67.4 m范围内，温度传感器之间的距离从1 m逐渐增加至5 m，在海洋上层0～100 m的深度范围内，温度传感器之间的间隔自下向上由1 m逐渐增加至10 m。温度传感器的布置随着靠近海底而逐渐密集，其目的是为了尽可能地对海洋底部水体的温度结构进行高垂向分辨率观测。坐底三脚架的另一侧斜杆上安装了1台CTD（品牌：Sea-bird Electronics，型号：SBE 37，观测时间间隔为120 s），其距底距离Dab= 1 m。另外，潜标上配置有两台ADCP（acoustic Doppler current profiler，ADCP，品牌：Teledyne RDI，观测频率为1 Hz），其中300 kHz的ADCP布放在水深100 m处进行向上观测，150 kHz的ADCP布放在离底100 m处进行向下观测，垂向采样分辨率为4 m。由于散射物质不足，使得这两个ADCP的数据不可信，因此在本文的数据分析中，未使用其观测的流速数据。本文中根据37个CTD廓线数据，并结合Oceanographic Toolbox Gibbs Sea Water（GSW）工具包，将各温度传感器测得的现场温度转化为位温θ[37]。

为了研究海洋底层水文精细结构，本文主要聚焦在Dab= 0.01～67.4 m的近海底水文数据分析。该深度范围内共计有37个温度传感器，提供了高分辨率的温度数据，流速采用LADCP测得的离底70 m以内（Dab＜70 m）的平均流速。

2 结果与分析

2.1 海洋底层温度结构

典型的海洋底部温度分布示意如图2所示，在底部存在相对均匀的混合层，其厚度一般为数十米至百米[38]。一般被认为底混合层的形成与底埃克曼输运和层结直接相关。底混合层是海洋中能量生成和耗散的主要场所，并直接影响海底地质、生物和化学环境[18,22,26]。混合层底部与海底沉积物之间存在一层相对较薄的界面层，即温度底层。温度底层是海底水圈和固圈之间进行物质和能量交换最直接的流体层，其形成可能与底层界面热传导、海水平流、垂向翻转或海底地热相关[17-18,20,39]。在热带和亚热带海域，海洋底层密度主要由温度主导，根据温度的垂向分布特征，可将温度底层分为三种类型，即层结型、均匀型和对流不稳定型（分别对应图2中的①②③）。层结型温度底层内温度由上至下逐渐降低，水体表现为垂向稳定的层结分布；均匀型温度底层内温度基本为垂向均匀分布，层结型和均匀型可认为是稳定型；对流不稳定型温度底层（即对流底层）内温度由上至下逐渐升高，造成水体密度的负层结而形成对流不稳定。

图2 海洋底层位温廓线示意图( ①②表示稳定型温度底层， ③表示对流不稳定型温度底层)Fig. 2 Schematic for potential temperature profiles of the ocean bottom water ( ①② represent stable temperature bottom layer,③ represents unstable convective bottom layer)

图3显示了观测期间出现的上述三种典型海洋底层位温廓线。其中，图3（a、b）温度底层分别为层结型和均匀型，是稳定的温度底层，图3（c）在底部随着靠近海底温度逐渐升高，密度沿垂向不稳定分布，从而形成对流底层。本文将重点关注南海北部对流底层的变化及对海洋底层混合和能量输运的影响。

图3 观测期间出现的典型的海洋底层位温廓线，观测时间：(a) t = 14.75 h；(b) t = 24.75 h；(c) t = 27.25 h，黑色水平短实线 表示混合层的上边界，灰色水平短实线表示对流底层的上边界Fig. 3 Profiles of bottom water potential temperature θ. The corresponding time: (a) t = 14.75 h, (b) t = 24.75 h, (c) t = 27.25 h.The upper boundary of mixed layer is marked by a black bar in each profile, and the gray bar in (c) denotes the upper boundary of convective bottom layer

2.2 对流底层的时间变化

对流底层厚度（HCL）是对流底层最基本的特征参数之一。当底层位温分布为不稳定型时，将底部最低位温所在的高度位置定义为对流底层的上边界，其与海底之间的距离定义为对流底层的厚度HCL[37]。考虑到观测的误差，当由上述定义得到的对流底层厚度小于0.2 m时，认为此时的位温廓线为稳定型。受海洋底层边界作用和动力过程的间歇性影响[37]，HCL也具有明显的时间变化特征。图4红色实线显示观测站位对流底层HCL随时间的变化。从图中可以看出，对流底层出现的概率约为总观测时间的56%，其厚度HCL变化范围为0.4～42.4 m，平均值为6.17 m。HCL小于底混合层厚度（HBML，图4中黑色实线），但二者体现出相似的间歇性特征。这里HBML的确定采用温度阈值法，即从海底往上与海底温差的绝对值大于0.05℃的第一个点作为混合层的上边界[40]。考虑到南海北部陆架陆坡区底混合层一般均小于50 m[37]，如果离底0～67.4 m范围内观测点与海底温差的绝对值均小于0.05℃，则默认HBML为67.4 m。在观测时间段内，HBML变化范围为0.2～67.4 m，平均值为14 m。

图4 (a) 对流底层(红色实线)和混合层(黑色实线)厚度随时间变化，背景云图表示位温；(b) LADCP测得的底层70 m垂向平均后的跨坡流速，正负值分别表示上坡流和下坡流，灰色实线为基于全球大洋潮波模式(TPXO 8.0)的跨坡流速，垂向灰色虚线为上坡流/下坡流的起始和终止位置；(c) LADCP测得的底层70 m垂向平均后的沿坡流速，正负值分表示沿西南和东北方向Fig. 4 (a) Time series of the thickness of the convective bottom layer HCL (red solid line ) and mixed layer HBML (black solid line).The background contour denotes potential temperature θ.(b) Cross-slope and (c) along-slope velocity measured using LADCP averaged over the bottom to Dab = 70 m. In (b), the positive and negative values denote the upslope and downslope velocities, respectively, the gray line denotes the barotropic velocity from TPXO 8.0, and the gray dashed vertical lines denote the start or end times of the upslope and downslope processes. In(c), the positive and negative values denote the along-slope velocities along the southwest and northeast, respectively

进一步结合底层水体的动力过程来讨论HCL的变化。图4（a）背景云图显示观测位置底层的温度变化情况。在观测周期内，该站位底层显示出明显的温度间歇性，变化范围约为8.9～13.5 ℃。海洋中背景水体的温度随着深度的增加逐渐降低，底层水体温度变化与底层跨坡平流直接相关，当底层跨坡平流为上坡流时，更深层的冷水跨坡上升，因此固定站位底层水体测得的温度逐渐降低，反之固定站位底层水体测得的温度逐渐升高[18,26]。将LADCP测得的底层70 m流速做垂向平均后沿该站位的跨坡和沿坡方向进行分解，得到底层跨坡流和沿坡流时间序列如图4（b、c）所示。图4（b）中，正负值分别表示上坡流和下坡流，下坡流/上坡流过程的起始和终止时间点通过流速曲线与uc= 0的交点来定义。图4（c）中，正负值分表示西南和东北方向的沿坡流。跨坡流时间序列与全球大洋潮波模式（TPXO 8.0）结果吻合很好[37]。整个观测周期内的3.5～17 h和23～34 h分别对应底层跨坡平流的下坡和上坡过程，其余时间没有明显的跨坡特征。在下坡过程中（3.5～17 h），HCL和HBML均较小，其平均值分别为2.6 m和5.8 m，对流底层出现的概率约为50%；而在上坡过程中（23～34 h），HCL和HBML显著增大，其平均值分别为12.3 m和30.4 m，且对流底层出现的概率也较大（约70%）。

2.3 对流不稳定对海洋底层能量贡献

对流底层温度的翻转会驱动垂向的热量输运。在存在对流底层情况下，海洋底边界对海洋底层能量的输入包含两个部分：对流不稳定驱动的热通量和底层平流驱动的剪切通量。对流底层热通量对于海洋底层能量传输贡献的认识还存在争议。过去一般认为，底层流速梯度驱动的剪切通量是海洋底层能量的主要来源。但在一些特定的海域观测中发现，如陆坡斜坡边界处的海底对流不稳定与速度剪切对海洋底层提供的能量相当[17]，甚至在湍流混合中的作用可能超过了速度剪切[18,29-31]。而在南海，关于对流底层热通量的评估还未见报道。

忽略柯氏力，海洋底层对流热通量和剪切通量的输入主要用来提供湍动能的变化和能量耗散，从而有如下能量平衡关系：

式中，海水湍动能K′=ρ(u′+v′+w′)/2，u′、v′和w′为流体脉动速度， ρ为海水密度，ɛ为湍流耗散率，ES和EB分别为海底边界对海洋的剪切通量和对流热通量，h为底边界能量输入所能影响的水体的离底高度。在对流底层内，EB可通过如下方案来评估：

式中，cp为 海水比热，KT为湍流热扩散率，∂〈θ〉/∂z=Δθmax/HCL为 对 流 底 层 的 平 均 温 度 梯 度。KT与分子热扩散率 κθ之间的关系为：式中，Nu为努塞尔数，表征该流体层的传热效率。湍流热对流研究表明Nu与瑞利数Ra之间存在如下标度关系：

为了进行对比，可通过如下公式评估海洋底层剪切通量ES：

式中， τb和Vb分别为海洋底层剪应力和平流速度，本文中Vb采用LADCP测得的离底70 m以内（Dab＜70 m）的平均合速度。根据定义，在海洋底部的底应力可以通过海底的流速剪切进行计算，即τb=ρυe(∂u/∂z)|z=0， 这里 υe为湍流黏性系数。在实际观测中，不易获取海洋底部的流速剪切，一般通过经验公式对底应力进行评估[42]，即：

式中，Cd为拖曳系数，观测结果表明在不同海底环境下Cd有较大的变化，例如东太平洋俄勒冈陆架区约为0.0032～0.0088[43]，南 旧 金 山 海 湾 约 为0.0024～0.0040[44]。南海北部底层观测相对较少，Lozovatsky等[45]通过底层微结构观测发现南海北部底层应力主要由潮流驱动，并测得其拖曳系数平均值为0.0017，标准差为0.0012。因此，我们选取Cd= 0.0017。联立式（5）和式（6）得到评估海洋底层剪切通量ES经验公式：

图5分别显示为努塞尔数Nu、底层对流热通量EB、剪切通量ES、以及EB/ES随时间的变化。Nu在6.98和2.09×103之间变化，平均值为249.91。公式（4）中系数a的变化引起的Nu变化（15%）通过误差条在图5（a）中显示。EB在4.87×10−3W/m2和1.62 W/m2之间变化，平均值为0.41 W/m2。从图中可以看出，在底层平流为上坡流的前半段（约23～28 h，对应底层水体强降温的初始阶段），Nu和EB较其他时间段更大，这说明在该阶段不仅易于产生较厚的对流底层（图4），且对流热通量和传热效率均较高。ES在9.61×10−6W/m2和0.31W/m2之 间 变 化，平 均 值 为0.055 W/m2。ES在底层平流为上坡流的后半段（约30～34 h）整体呈下降趋势。公式（7）中Cd的标准差引起的ES的变化（73%）通过误差条在图5（c）中显示。对比EB和ES，从图5（d）图中可以看出，在存在对流底层的时间段内，EB大于ES的概率为85%，且EB整体上比ES高一个量级。表明在该观测站位，存在对流底层的时间段内，对流不稳定对海洋底层能量传输的贡献量远高于底层流速剪切。

图5 (a) 努塞尔数Nu、(b) 底层热通量EB、(c) 剪切通量ES、 以及(d) EB/ES随时间的变化，其中误差条表示误差范围Fig. 5 (a) Nusselt number Nu, (b) bottom heat flux EB, (c) energy flux induced by bottom velocity shear ES, and (d) the ratio of EB to ES, errorbars in (a) and (c) denote error range

2.4 对流不稳定对海洋底层湍流混合贡献

海洋湍流混合不仅是海洋多尺度过程能量级串的最终环节，也是驱动全球大洋热盐环流的动力源泉。在海洋底部，对流热通量和底层剪切通量形成的强湍流混合搅拌、扩散、输运海底沉积物与微生物，控制其迁移、沉积和再悬浮，进而影响海底地质和生态环境[46]。定量评估对流底层热扩散率是分析对流不稳定对海洋底层湍流混合贡献的基础。

底层水体总的混合强度可通过垂向涡扩散率KZ来表征。基于Osborn湍流扩散率模型[47-48]，层结湍流中垂向涡扩散率为：

式中，ɛ为湍流耗散率，为背景水体的浮力频率，这里g为重力加速度， ρ0为参考密度， ρz为底层70 m内水体的平均密度梯度， Γ=0.2为混合效率。ɛ可通过Ellison尺度方法来评估[37,49-50]：

式中，LE=δθ(dθ/dz)−1为Ellison尺度。Dillon[51]通过统计研究表明Ellison尺度LE与层结湍流特征含能尺度Ozmidov尺度LO（LO≡(ε/N3)1/2）之间存在如下经验关系：

联立式（8～10）得到KZ与LE的关系为：

通过式（11）直接评估底层水体总的混合强度，而单纯由浮力对流导致的混合可通过湍流热扩散率KT来评估，可通过式（3）直接得到。对比KT和KZ即可评估对流不稳定对底层湍流混合的贡献。图6（a～c）分别为对流底层内平均涡扩散率〈KZ〉CL、 湍流热扩散率KT及二者比值KT/〈KZ〉CL随时间的变化。从图中可以看出，在底层平流为上坡流的前半段（约23～28 h），KT和 〈KZ〉CL均较其他时间段更强，但二者的比值KT/〈KZ〉CL整体上在底层平流为上坡阶段（23～34 h）均相对较弱。进一步对比KT/〈KZ〉CL随 底 层70 m内 平均 涡 扩散率 〈KZ〉的变化（图6（d）），可以发现，KT/〈KZ〉CL随 着 〈KZ〉的增加而减小，说明随着底层湍流混合强度的增强，对流不稳定对底层湍流混合的贡献率逐渐减小。上坡流阶段底层湍流混合增强这一现象在其他海域也被发现，如边缘海陆架区[18]和咸湖[17]。一方面，在上坡流前半段，底层平流流速逐渐增强（图4（b、c）），从而剪切增加导致湍流混合增强；另一方面，由于边界层效应，底层平流流速从海底向上逐渐增加，在上坡流过程中，底层内较高处的水体来自于更深层的冷水，形成上重下轻的对流不稳定底层，从而增强底层热扩散率和湍流混合[17]。

图6 (a) 对流底层内平均涡扩散率、(b) 湍流热扩散率、及(c) 二者比值随时间的变化；(d) 二者比值随底层70 m内平均涡 扩散率的变化Fig. 6 (a), (b) and (c) are time series of average eddy diffusivity,turbulent thermal diffusivity, and their ratio in the convective bottom layer, (d) is the ratio as a function of the average eddy diffusivity in the bottom 70 m layer

3 结 论

基于2018年9月20日南海东北部东沙群岛附近海洋底部37 h锚定潜标高频观测数据，开展底层温度结构时空变化分析，研究了对流底层厚度变化、能量输运，及其对底层湍流混合的贡献，得到如下结果：

1）观测站位对流底层出现的概率约为总观测时间的56%，厚度平均值为6.17 m。底层平流为下坡流时，对流底层出现的概率约为50%，其厚度相对较小；而为上坡流时，对流底层出现的概率约为70%，其厚度显著增大。

2）对流底层热通量EB和传热效率Nu具有明显的间歇性特征，EB平均值为0.41W/m2，Nu平均值为249.91。对流热通量和剪切通量的对比结果还显示，存在对流底层的时间段内，该站位对流不稳定对海洋底层能量传输的贡献量远高于底层流速剪切。

3）对流底层湍流热扩散率和涡扩散率的评估结果表明，随着底层湍流混合强度的增强，对流不稳定对底层湍流混合的贡献率逐渐减小。

致谢：本文采用的实测数据通过搭载国家自然科学基金委员会资助的开放航次（航次编号： NORC2018-06）采集，作者感谢该航次的科考人员与船队工作人员在数据采集过程中作出的贡献。