屈 玲，郭雙喜，魯遠征，岑顯榮，黃鵬起，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，廣州 510301；2. 南方海洋科學與工程廣東省實驗室（廣州），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，廣州 510301；4. 湖北省地質(zhì)局地球物理勘探大隊，武漢 430056；5. 佛山科學技術學院 工業(yè)設計與陶瓷藝術學院，佛山 528000)

0 前 言

對流是指較重的流體位于較輕的流體上方時，引起不穩(wěn)定而驅(qū)動湍流混合。對流是自然界和工業(yè)中的一種普遍現(xiàn)象，對恒星熱交換、大氣環(huán)流與大洋環(huán)流、地幔熱對流，以及動力、核能、航空航天領域中的熱輸運等具有重要作用[1-4]。在海洋上層，由于夜間大氣降溫，使得海洋表層溫度降低密度增大，從而在表層和次表層之間形成具有日周期的對流混合，這種現(xiàn)象對海洋上層的湍流混合、海氣之間的熱量交換乃至大氣環(huán)流、海洋熱鹽環(huán)流起到重要的調(diào)節(jié)作用[5-7]。在海洋內(nèi)部，在內(nèi)波、潮汐等與地形相互作用下，水體發(fā)生翻轉(zhuǎn)，形成密度垂向不穩(wěn)定分布，從而激發(fā)對流不穩(wěn)定的發(fā)生[8-11]。在極地海域，海洋上層冷卻、鹽析作用生成的高密度水體不斷以重力羽流的形式下沉，形成深海對流，它對大洋經(jīng)向環(huán)流的維持起到至關重要作用[12-16]。

隨著觀測技術的發(fā)展，人們逐漸開展深海對流動力過程的研究。在海洋底層，特別是具有復雜地形的海域，如海山、海脊、峽谷等粗糙地形的底部，底層平流與海底復雜地形發(fā)生相互作用，形成深海環(huán)流、內(nèi)波、深海渦旋等豐富的多尺度動力過程，不僅會影響底層水體性質(zhì)，還會引發(fā)不穩(wěn)定、造成水體劇烈翻轉(zhuǎn)，形成不穩(wěn)定性強對流，從而改變底層浮力通量[17-18]；對流不穩(wěn)定還會驅(qū)動新的底部動力過程，例如斜坡上的邊界層次級環(huán)流[19-21]，從而改變底層的剪應力和剪切通量的輸入。在海底陸坡區(qū)[18，22-23]和洋中脊區(qū)[24]，對流不穩(wěn)定是常見的現(xiàn)象，對海洋底邊界層的生成以及底部混合提供了重要的動力機制[17-18]。在陸坡區(qū)底邊界的上升流中，底層平流的垂向梯度和背景層結，使得水體出現(xiàn)負層結而激發(fā)對流不穩(wěn)定，而在下坡流中，密度小的水在平流輸送下處于密度大的水之上，增強了水體的層結[25]。在一些海洋陸坡區(qū)的觀測中，下坡流中出現(xiàn)的對流不穩(wěn)定主要是由于Ekman輸運的失穩(wěn)引起[18,22,26]。在一些洋中脊區(qū)域，觀測發(fā)現(xiàn)由下坡流轉(zhuǎn)為上坡流時發(fā)生對流翻轉(zhuǎn)[24]，并通過潮致底邊界層的數(shù)值模擬得到驗證[27-28]。

對流不穩(wěn)定對于海洋底層湍流混合和能量輸運貢獻的認識還存在分歧。研究表明底層水體的對流不穩(wěn)定對底層湍流混合有重要影響。在湖泊斜坡邊界處湍流混合的生成中，對流不穩(wěn)定與速度剪切是兩大主要因素[17]。雖然目前對海洋底部對流不穩(wěn)定生成湍流混合的認識還不完全成熟，但有研究表明對流不穩(wěn)定為湍流混合提供了額外的能量[18,29-30]，甚至在一些海域中其在湍流混合中的作用可能超過了速度剪切[31]。對于對流對海洋底層影響的認識不足，也使得人們對海洋底邊界層中能量耗散的估計存在較大不確定性，估值從0.2 TW到0.83 TW[32-34]。

南海（South China Sea，SCS）作為西太平洋活躍的邊緣海，其湍流混合強度比太平洋高兩個量級[35-36]。由于海底觀測能力的限制，過去人們對南海動力過程的研究主要集中在海洋上層和河口，鮮少對海洋底部進行研究。觀測資料的缺乏使得人們對于南海底層對流不穩(wěn)定性的認識非常有限。因此，本文基于南海北部陸坡區(qū)底層高時空分辨率錨定觀測數(shù)據(jù)，開展對流不穩(wěn)定層（即對流底層）的變化特征，及其對海洋底層能量輸運和湍流混合的貢獻的研究。

1 觀測數(shù)據(jù)和方法

本文采用的觀測數(shù)據(jù)來源于國家自然科學基金委共享航次（航次編號： NORC2018-06），搭載“嘉庚號”科考船于2018年9月17日至10月19日期間在南海開展的科學考察航次。該航次于2018年9月20日01:30在南海東北部東沙群島附近（20.895 3 °N，117.180 8 °E，水深385 m，見圖1（a））進行了37 h的水文觀測，船體受風和海表流的作用，位置逐漸發(fā)生漂移，因此科考船每隔3 h進行一次復位。通過溫鹽深儀（conductivity temperature depth profiler，CTD，品牌：Sea-bird Electronics，型號：SBE 911）對海水的溫度、鹽度、壓強進行剖面式觀測，觀測頻率為24 Hz；在CTD架的底部，搭載了一臺300 kHz下放式聲學多普勒 流 速 剖 面 儀（lowered acoustic Doppler current profiler，LADCP，品牌：Teledyne RDI）對海水流速進行觀測，觀測層數(shù)為20層，層厚為8 m。每小時下放一次CTD架，通過CTD和LADCP進行溫度、鹽度、壓強和流速的垂向廓線觀測。

圖1 (a) 觀測海域海水深度等值線圖，紅色×號表示觀測站位；(b) 潛標配置示意圖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

與此同時，在相同位置布放了一套錨定潛標（見圖1（b）），該潛標底部采用穩(wěn)定的三腳架坐底形式設計，持續(xù)觀測37 h，并通過聲學釋放器及浮體裝置安全回收。在該潛標上，沿垂向配置了71個溫度傳感器（品牌：Ocean Net Technology Co. Ltd.，型號：ONT18S，觀測頻率為8 Hz），其中18個配置在坐底三腳架上，間隔自底向上從0.022 m逐漸增加至0.295 m，最下方的溫度傳感器的距底距離Dab= 0.01 m，由三腳架頂部向上至距離海底Dab= 67.4 m范圍內(nèi)，溫度傳感器之間的距離從1 m逐漸增加至5 m，在海洋上層0～100 m的深度范圍內(nèi)，溫度傳感器之間的間隔自下向上由1 m逐漸增加至10 m。溫度傳感器的布置隨著靠近海底而逐漸密集，其目的是為了盡可能地對海洋底部水體的溫度結構進行高垂向分辨率觀測。坐底三腳架的另一側斜桿上安裝了1臺CTD（品牌：Sea-bird Electronics，型號：SBE 37，觀測時間間隔為120 s），其距底距離Dab= 1 m。另外，潛標上配置有兩臺ADCP（acoustic Doppler current profiler，ADCP，品牌：Teledyne RDI，觀測頻率為1 Hz），其中300 kHz的ADCP布放在水深100 m處進行向上觀測，150 kHz的ADCP布放在離底100 m處進行向下觀測，垂向采樣分辨率為4 m。由于散射物質(zhì)不足，使得這兩個ADCP的數(shù)據(jù)不可信，因此在本文的數(shù)據(jù)分析中，未使用其觀測的流速數(shù)據(jù)。本文中根據(jù)37個CTD廓線數(shù)據(jù)，并結合Oceanographic Toolbox Gibbs Sea Water（GSW）工具包，將各溫度傳感器測得的現(xiàn)場溫度轉(zhuǎn)化為位溫θ[37]。

為了研究海洋底層水文精細結構，本文主要聚焦在Dab= 0.01～67.4 m的近海底水文數(shù)據(jù)分析。該深度范圍內(nèi)共計有37個溫度傳感器，提供了高分辨率的溫度數(shù)據(jù)，流速采用LADCP測得的離底70 m以內(nèi)（Dab＜70 m）的平均流速。

2 結果與分析

2.1 海洋底層溫度結構

典型的海洋底部溫度分布示意如圖2所示，在底部存在相對均勻的混合層，其厚度一般為數(shù)十米至百米[38]。一般被認為底混合層的形成與底?？寺斶\和層結直接相關。底混合層是海洋中能量生成和耗散的主要場所，并直接影響海底地質(zhì)、生物和化學環(huán)境[18,22,26]。混合層底部與海底沉積物之間存在一層相對較薄的界面層，即溫度底層。溫度底層是海底水圈和固圈之間進行物質(zhì)和能量交換最直接的流體層，其形成可能與底層界面熱傳導、海水平流、垂向翻轉(zhuǎn)或海底地熱相關[17-18,20,39]。在熱帶和亞熱帶海域，海洋底層密度主要由溫度主導，根據(jù)溫度的垂向分布特征，可將溫度底層分為三種類型，即層結型、均勻型和對流不穩(wěn)定型（分別對應圖2中的①②③）。層結型溫度底層內(nèi)溫度由上至下逐漸降低，水體表現(xiàn)為垂向穩(wěn)定的層結分布；均勻型溫度底層內(nèi)溫度基本為垂向均勻分布，層結型和均勻型可認為是穩(wěn)定型；對流不穩(wěn)定型溫度底層（即對流底層）內(nèi)溫度由上至下逐漸升高，造成水體密度的負層結而形成對流不穩(wěn)定。

圖2 海洋底層位溫廓線示意圖( ①②表示穩(wěn)定型溫度底層， ③表示對流不穩(wěn)定型溫度底層)Fig. 2 Schematic for potential temperature profiles of the ocean bottom water ( ①② represent stable temperature bottom layer,③ represents unstable convective bottom layer)

圖3顯示了觀測期間出現(xiàn)的上述三種典型海洋底層位溫廓線。其中，圖3（a、b）溫度底層分別為層結型和均勻型，是穩(wěn)定的溫度底層，圖3（c）在底部隨著靠近海底溫度逐漸升高，密度沿垂向不穩(wěn)定分布，從而形成對流底層。本文將重點關注南海北部對流底層的變化及對海洋底層混合和能量輸運的影響。

圖3 觀測期間出現(xiàn)的典型的海洋底層位溫廓線，觀測時間：(a) t = 14.75 h；(b) t = 24.75 h；(c) t = 27.25 h，黑色水平短實線 表示混合層的上邊界，灰色水平短實線表示對流底層的上邊界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 對流底層的時間變化

對流底層厚度（HCL）是對流底層最基本的特征參數(shù)之一。當?shù)讓游粶胤植紴椴环€(wěn)定型時，將底部最低位溫所在的高度位置定義為對流底層的上邊界，其與海底之間的距離定義為對流底層的厚度HCL[37]?？紤]到觀測的誤差，當由上述定義得到的對流底層厚度小于0.2 m時，認為此時的位溫廓線為穩(wěn)定型。受海洋底層邊界作用和動力過程的間歇性影響[37]，HCL也具有明顯的時間變化特征。圖4紅色實線顯示觀測站位對流底層HCL隨時間的變化。從圖中可以看出，對流底層出現(xiàn)的概率約為總觀測時間的56%，其厚度HCL變化范圍為0.4～42.4 m，平均值為6.17 m。HCL小于底混合層厚度（HBML，圖4中黑色實線），但二者體現(xiàn)出相似的間歇性特征。這里HBML的確定采用溫度閾值法，即從海底往上與海底溫差的絕對值大于0.05℃的第一個點作為混合層的上邊界[40]?？紤]到南海北部陸架陸坡區(qū)底混合層一般均小于50 m[37]，如果離底0～67.4 m范圍內(nèi)觀測點與海底溫差的絕對值均小于0.05℃，則默認HBML為67.4 m。在觀測時間段內(nèi)，HBML變化范圍為0.2～67.4 m，平均值為14 m。

圖4 (a) 對流底層(紅色實線)和混合層(黑色實線)厚度隨時間變化，背景云圖表示位溫；(b) LADCP測得的底層70 m垂向平均后的跨坡流速，正負值分別表示上坡流和下坡流，灰色實線為基于全球大洋潮波模式(TPXO 8.0)的跨坡流速，垂向灰色虛線為上坡流/下坡流的起始和終止位置；(c) LADCP測得的底層70 m垂向平均后的沿坡流速，正負值分表示沿西南和東北方向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

進一步結合底層水體的動力過程來討論HCL的變化。圖4（a）背景云圖顯示觀測位置底層的溫度變化情況。在觀測周期內(nèi)，該站位底層顯示出明顯的溫度間歇性，變化范圍約為8.9～13.5 ℃。海洋中背景水體的溫度隨著深度的增加逐漸降低，底層水體溫度變化與底層跨坡平流直接相關，當?shù)讓涌缙缕搅鳛樯掀铝鲿r，更深層的冷水跨坡上升，因此固定站位底層水體測得的溫度逐漸降低，反之固定站位底層水體測得的溫度逐漸升高[18,26]。將LADCP測得的底層70 m流速做垂向平均后沿該站位的跨坡和沿坡方向進行分解，得到底層跨坡流和沿坡流時間序列如圖4（b、c）所示。圖4（b）中，正負值分別表示上坡流和下坡流，下坡流/上坡流過程的起始和終止時間點通過流速曲線與uc= 0的交點來定義。圖4（c）中，正負值分表示西南和東北方向的沿坡流?？缙铝鲿r間序列與全球大洋潮波模式（TPXO 8.0）結果吻合很好[37]。整個觀測周期內(nèi)的3.5～17 h和23～34 h分別對應底層跨坡平流的下坡和上坡過程，其余時間沒有明顯的跨坡特征。在下坡過程中（3.5～17 h），HCL和HBML均較小，其平均值分別為2.6 m和5.8 m，對流底層出現(xiàn)的概率約為50%；而在上坡過程中（23～34 h），HCL和HBML顯著增大，其平均值分別為12.3 m和30.4 m，且對流底層出現(xiàn)的概率也較大（約70%）。

2.3 對流不穩(wěn)定對海洋底層能量貢獻

對流底層溫度的翻轉(zhuǎn)會驅(qū)動垂向的熱量輸運。在存在對流底層情況下，海洋底邊界對海洋底層能量的輸入包含兩個部分：對流不穩(wěn)定驅(qū)動的熱通量和底層平流驅(qū)動的剪切通量。對流底層熱通量對于海洋底層能量傳輸貢獻的認識還存在爭議。過去一般認為，底層流速梯度驅(qū)動的剪切通量是海洋底層能量的主要來源。但在一些特定的海域觀測中發(fā)現(xiàn)，如陸坡斜坡邊界處的海底對流不穩(wěn)定與速度剪切對海洋底層提供的能量相當[17]，甚至在湍流混合中的作用可能超過了速度剪切[18,29-31]。而在南海，關于對流底層熱通量的評估還未見報道。

忽略柯氏力，海洋底層對流熱通量和剪切通量的輸入主要用來提供湍動能的變化和能量耗散，從而有如下能量平衡關系：

式中，海水湍動能K′=ρ(u′+v′+w′)/2，u′、v′和w′為流體脈動速度， ρ為海水密度，?為湍流耗散率，ES和EB分別為海底邊界對海洋的剪切通量和對流熱通量，h為底邊界能量輸入所能影響的水體的離底高度。在對流底層內(nèi)，EB可通過如下方案來評估：

式中，cp為 海水比熱，KT為湍流熱擴散率，?〈θ〉/?z=Δθmax/HCL為 對 流 底 層 的 平 均 溫 度 梯 度。KT與分子熱擴散率 κθ之間的關系為：式中，Nu為努塞爾數(shù)，表征該流體層的傳熱效率。湍流熱對流研究表明Nu與瑞利數(shù)Ra之間存在如下標度關系：

為了進行對比，可通過如下公式評估海洋底層剪切通量ES：

式中， τb和Vb分別為海洋底層剪應力和平流速度，本文中Vb采用LADCP測得的離底70 m以內(nèi)（Dab＜70 m）的平均合速度。根據(jù)定義，在海洋底部的底應力可以通過海底的流速剪切進行計算，即τb=ρυe(?u/?z)|z=0， 這里 υe為湍流黏性系數(shù)。在實際觀測中，不易獲取海洋底部的流速剪切，一般通過經(jīng)驗公式對底應力進行評估[42]，即：

式中，Cd為拖曳系數(shù)，觀測結果表明在不同海底環(huán)境下Cd有較大的變化，例如東太平洋俄勒岡陸架區(qū)約為0.0032～0.0088[43]，南 舊 金 山 海 灣 約 為0.0024～0.0040[44]。南海北部底層觀測相對較少，Lozovatsky等[45]通過底層微結構觀測發(fā)現(xiàn)南海北部底層應力主要由潮流驅(qū)動，并測得其拖曳系數(shù)平均值為0.0017，標準差為0.0012。因此，我們選取Cd= 0.0017。聯(lián)立式（5）和式（6）得到評估海洋底層剪切通量ES經(jīng)驗公式：

圖5分別顯示為努塞爾數(shù)Nu、底層對流熱通量EB、剪切通量ES、以及EB/ES隨時間的變化。Nu在6.98和2.09×103之間變化，平均值為249.91。公式（4）中系數(shù)a的變化引起的Nu變化（15%）通過誤差條在圖5（a）中顯示。EB在4.87×10?3W/m2和1.62 W/m2之間變化，平均值為0.41 W/m2。從圖中可以看出，在底層平流為上坡流的前半段（約23～28 h，對應底層水體強降溫的初始階段），Nu和EB較其他時間段更大，這說明在該階段不僅易于產(chǎn)生較厚的對流底層（圖4），且對流熱通量和傳熱效率均較高。ES在9.61×10?6W/m2和0.31W/m2之 間 變 化，平 均 值 為0.055 W/m2。ES在底層平流為上坡流的后半段（約30～34 h）整體呈下降趨勢。公式（7）中Cd的標準差引起的ES的變化（73%）通過誤差條在圖5（c）中顯示。對比EB和ES，從圖5（d）圖中可以看出，在存在對流底層的時間段內(nèi)，EB大于ES的概率為85%，且EB整體上比ES高一個量級。表明在該觀測站位，存在對流底層的時間段內(nèi)，對流不穩(wěn)定對海洋底層能量傳輸?shù)呢暙I量遠高于底層流速剪切。

圖5 (a) 努塞爾數(shù)Nu、(b) 底層熱通量EB、(c) 剪切通量ES、 以及(d) EB/ES隨時間的變化，其中誤差條表示誤差范圍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 對流不穩(wěn)定對海洋底層湍流混合貢獻

海洋湍流混合不僅是海洋多尺度過程能量級串的最終環(huán)節(jié)，也是驅(qū)動全球大洋熱鹽環(huán)流的動力源泉。在海洋底部，對流熱通量和底層剪切通量形成的強湍流混合攪拌、擴散、輸運海底沉積物與微生物，控制其遷移、沉積和再懸浮，進而影響海底地質(zhì)和生態(tài)環(huán)境[46]。定量評估對流底層熱擴散率是分析對流不穩(wěn)定對海洋底層湍流混合貢獻的基礎。

底層水體總的混合強度可通過垂向渦擴散率KZ來表征。基于Osborn湍流擴散率模型[47-48]，層結湍流中垂向渦擴散率為：

式中，?為湍流耗散率，為背景水體的浮力頻率，這里g為重力加速度， ρ0為參考密度， ρz為底層70 m內(nèi)水體的平均密度梯度， Γ=0.2為混合效率。?可通過Ellison尺度方法來評估[37,49-50]：

式中，LE=δθ(dθ/dz)?1為Ellison尺度。Dillon[51]通過統(tǒng)計研究表明Ellison尺度LE與層結湍流特征含能尺度Ozmidov尺度LO（LO≡(ε/N3)1/2）之間存在如下經(jīng)驗關系：

聯(lián)立式（8～10）得到KZ與LE的關系為：

通過式（11）直接評估底層水體總的混合強度，而單純由浮力對流導致的混合可通過湍流熱擴散率KT來評估，可通過式（3）直接得到。對比KT和KZ即可評估對流不穩(wěn)定對底層湍流混合的貢獻。圖6（a～c）分別為對流底層內(nèi)平均渦擴散率〈KZ〉CL、 湍流熱擴散率KT及二者比值KT/〈KZ〉CL隨時間的變化。從圖中可以看出，在底層平流為上坡流的前半段（約23～28 h），KT和 〈KZ〉CL均較其他時間段更強，但二者的比值KT/〈KZ〉CL整體上在底層平流為上坡階段（23～34 h）均相對較弱。進一步對比KT/〈KZ〉CL隨 底 層70 m內(nèi) 平均 渦 擴散率 〈KZ〉的變化（圖6（d）），可以發(fā)現(xiàn)，KT/〈KZ〉CL隨 著 〈KZ〉的增加而減小，說明隨著底層湍流混合強度的增強，對流不穩(wěn)定對底層湍流混合的貢獻率逐漸減小。上坡流階段底層湍流混合增強這一現(xiàn)象在其他海域也被發(fā)現(xiàn)，如邊緣海陸架區(qū)[18]和咸湖[17]。一方面，在上坡流前半段，底層平流流速逐漸增強（圖4（b、c）），從而剪切增加導致湍流混合增強；另一方面，由于邊界層效應，底層平流流速從海底向上逐漸增加，在上坡流過程中，底層內(nèi)較高處的水體來自于更深層的冷水，形成上重下輕的對流不穩(wěn)定底層，從而增強底層熱擴散率和湍流混合[17]。

圖6 (a) 對流底層內(nèi)平均渦擴散率、(b) 湍流熱擴散率、及(c) 二者比值隨時間的變化；(d) 二者比值隨底層70 m內(nèi)平均渦 擴散率的變化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 結 論

基于2018年9月20日南海東北部東沙群島附近海洋底部37 h錨定潛標高頻觀測數(shù)據(jù)，開展底層溫度結構時空變化分析，研究了對流底層厚度變化、能量輸運，及其對底層湍流混合的貢獻，得到如下結果：

1）觀測站位對流底層出現(xiàn)的概率約為總觀測時間的56%，厚度平均值為6.17 m。底層平流為下坡流時，對流底層出現(xiàn)的概率約為50%，其厚度相對較??；而為上坡流時，對流底層出現(xiàn)的概率約為70%，其厚度顯著增大。

2）對流底層熱通量EB和傳熱效率Nu具有明顯的間歇性特征，EB平均值為0.41W/m2，Nu平均值為249.91。對流熱通量和剪切通量的對比結果還顯示，存在對流底層的時間段內(nèi)，該站位對流不穩(wěn)定對海洋底層能量傳輸?shù)呢暙I量遠高于底層流速剪切。

3）對流底層湍流熱擴散率和渦擴散率的評估結果表明，隨著底層湍流混合強度的增強，對流不穩(wěn)定對底層湍流混合的貢獻率逐漸減小。

致謝：本文采用的實測數(shù)據(jù)通過搭載國家自然科學基金委員會資助的開放航次（航次編號： NORC2018-06）采集，作者感謝該航次的科考人員與船隊工作人員在數(shù)據(jù)采集過程中作出的貢獻。