一、前言

1960年代，在朱祖佑教授領軍下，我國物理海洋學界諸前輩們開始了有關黑潮的研究，這是自從中央政府播遷來臺後在物理海洋學研究上跨出的第一步。在當年那種物力維艱的時代環境裡，前輩學者們仍奮力不懈、蓽路藍縷地推動海洋研究工作﹔其後經過半個多世紀來的發展，在硬體設備方面，海洋研究船從早期的「陽明艦」 、「九連艦」、「九華艦」等由海軍船艦改裝的探測船，進展到「海研一號」、「海研二號」、「海研三號」 、「達觀艦」以及「海研五號」等專業海洋研究船，近年更著手設計、興建更新的研究船以替換已逐漸老化的上述各船﹔在研究人力方面，物理海洋學界也從早期庇蔭於臺大動物系而逐漸擴展、壯大，而至目前在臺大、中山、海洋、師大、中央等國立大學中均設有相關系所﹔至於整體研究經費以及研究計畫數量方面也是逐年成長，與當年相比已不能以道里計。換言之， 我國物理海洋學界歷經幾十年發展後已有長足進步，初步奠定了基礎的研究能量，同時也建立了相關研究船隊以及基本的技術支援人力，但如何在此基礎上能更進一步將研究成果與國家建設、經濟發展等相結合仍為現階段物理海洋學界必需嚴肅面對的任務。

回顧國內早年層出不窮的海洋污染抗爭、海岸開發與保育衝突、海岸侵蝕與地層下 陷等等種種問題﹔另方面展望未來，隨著經濟發展，海上遊憩、運輸等活動之密度必將與日俱增，尤其近年提倡海上風機發電、海洋能源，這些又將增加新的問題以及挑戰﹔急需將國內目前種種零星、各自為政的調查、研究方式大力整合方可能有助於提供宏觀面的管理決策參考，過去臺大海洋所倡議並獲國科會(現科技部)支持建立的海洋資料庫(1986年成立後運作迄今，現名為「科技部海洋學門資料庫」)即是朝海洋資料整合方向上邁出的重要一步。多年來，我國物理海洋學界執行了許多大型研究計畫，但目前僅探測資料收納入海洋資料庫，其餘相關研究成果(不論外洋海域或是臺灣近岸水域)則多發表於國內外一般外界不易涉獵的學術期刊上，因此社會大眾對臺灣附近海洋環境之認知往往猶停滯在四十多年前的水準；臺大海洋所有鑑於此，2014年底曾彙整以往四十多年來的研究成果撰寫成「臺灣區域海洋學」一書，就是期望藉助該書能幫助年輕學子對自身所處之海洋環境有更深入的認識從而對海洋研究產生興趣。本章許多內容即取材於該書第四章「物理海洋環境」；在以下各節內，將先從回顧物理海洋學研究在臺灣的發展歷程開始，然後介紹風場特性、溫鹽環境、接著再描述海流場，並按臺灣海峽、臺灣東北海域、臺灣東岸黑潮、以及南海東北部海域之順序依序簡介各處的海流狀況，至於南海內波、臺灣附近潮汐等低頻波動則請分別參閿第七章與第八章。

二、物理海洋學在臺灣的發展歷程

臺灣鄰近水域是從事物理海洋學研究的絕佳地點。臺灣東方有強勁的西方邊界流(黑潮)通過，北方有廣闊的東海大陸棚、西方有海峽地形(臺灣海峽)、南方則有半封閉的南海海盆地中海，除了緯度低無海冰外，幾乎其它各種重要的物理海洋過程都會在這些海域內發生，而各類型的海域也都在研究船一日航程之內便可抵達，這種地理優勢是世界上其它地區很難比擬的。另方面，臺灣週遭的強流會與陡峭的海底地形發生強烈的作用而產生各式的運動，這些運動又會再影響到週遭海域環境，或與東海陸棚環流場再發生作用﹔此外，南海本身的環流場與西菲律賓海西側主要海流間也會相互作用。這些獨特的現象都可以構成地球流體力學的研究課題，可以將我們區域性的研究成果再提昇為具普世性的題材。我們雖然有幸身處於這種絕佳的地理環境中，但是強流與陡地形也平添了現象的複雜性以及研究、調查作業的困難度﹔縱然如此，這些年來不論是在資料積累上或是對海洋現象之了解上，海洋學界仍獲得了相當的進展。 綜觀這一系列的研究、了解過程真像一場拼圖遊戲，一代又一代的研究人員將所收集到的點點蛛絲馬跡累積起來，並從中抽取線索先界定出現象之屬性，然後再將這些海洋現象之演變情形由粗而細慢慢拼湊出來，如此這般多年下來才使我們如今對臺灣附近許多較顯著的海洋現象能有比較深入的認識。以下就先按照年代、以當時主要的研究船作為標題，依序說明各時期臺灣物理海洋學研究上有那些比較重要的工作、發現或是進展。

（一）「陽明艦」時代(民國59年，1970以前)﹕

「陽明艦」係由「永定」號掃雷艦(「永定」為抗戰勝利後海軍赴美接收八艘軍艦之一，八艦中之「永興」艦亦為掃雷艦，西沙群島之永興島即以其命名)改裝而成， 海軍將其重新命名，自民國54年9月12日起支援中央研究院國際海洋研究會中國委員會(海委會)，執行國際合作之「黑潮探測計畫」(CSK, a Coorperative Study of the Kuroshio current and its adjacent area)。 CSK第一階段的工作前後共歷經四年，在此期間「陽明艦」每年固定在春、秋季分別進行一次環島以及沿著三條由臺灣東岸(鵝鸞鼻、台東以及花蓮)至123°45'E 東西向測線上的水文調查工作。這些資料均由海委會整理、彙集並出版了四本海洋資料報告(Oceanographic Data Report of CSK, No.1 to 4, 海委會1966, 1968, 1969, 1970)。在此時代，各種與海洋相關的事務中海軍多扮演了重要的角色，這可由海委會十五位委員當中海軍即佔有二位便可看出。CSK的工作促成了私立中國文化學院(現中國文化大學前身)海洋系、國立臺灣大學海洋所以及省立海洋學院(現國立海洋大學前身)海洋系的陸續成立，因而促進了往後海洋研究人力的大幅成長，同時也是我國正式投入物理海洋探測實驗的開始， 或許我們可以把這一階段視為物理海洋學在臺灣發展的萌芽期。

（二）「九連號」時代(民國59年至73年，1970-1984)﹕

民國58年底，海軍將向美國租借的一艘遠洋拖船改裝成海洋研究船─「九連艦」，該艦在海軍之編號為563，正好是「陽明艦」的下一號，隨後海軍又改裝了另一艘海洋測量艦─ 「九華艦」以取代「陽明艦」，其編號則為564。「九連艦」於59年正式服役，並於當年 8月24日至9月24日期間執行了一次縱貫南海以及暹邏灣的長航程海洋探測作業。第二年(1971年)夏季，「九連艦」又在南海東北以及東部水域執行了一次遠洋探測工作。這些工作開創了我國研究船在南海水域進行大範圍海洋研究的先聲。關於上述二次南海調查作業可參閱「中國南海海洋資料報告，1972，臺大海洋所專刊第二號」。「九連艦」於民國60年8月由海軍撥交國科會，然後再由後者轉交新成立之臺大海洋研究所管理、使用，原「九連艦」 則改稱為「九連號」。「九連號」早期仍沿續「陽明艦」時代之黑潮探測工作， 但所使用之儀器則更為先進，例如採用當時最先進的STD以量測海水溫、鹽剖面，使用 GEK海流儀量測海面流速，使用衛星導航儀定位等等﹔這些裝備以今日眼光來看似乎沒什麼了不起，不過在當時確實是最先進的工具。這些裝備大幅強化了「九連號」的作業效率同時也使探測資料之空間解析度大幅提高。當時最重要的研究工作是量測花蓮以東斷面上黑潮流量的季節性變化，並期望由此可將花蓮與石垣島間的水位差數值轉化為流量值，從而藉助二地長期之水位記錄來了解黑潮的長期演變行為。可惜的是，這項工作隨著朱祖佑教授退休(民國67年)後便後繼無人而停頓下來，直到後來為執行「世界海洋環流實驗」(WOCE)才又喚起國人重拾此題目， 但已荒廢了十餘年的光陰。

「九連」時代比較重要且與臺灣物理海洋學研究相關的工作，除了上述之黑潮研究外， 其餘大致尚有﹕民國64年7、8兩月與美國佛羅里達州立大學合作在台東外海執行「東臺灣海岸湧升流實驗」﹔經由此合作計畫我國初次引進了磁帶自記海流儀(Recording Current Meter， RCM)以及相關的深海錨碇系統施放、回收以及資料處理的作業技術，在隨後年間並逐漸將此推廣至國內各相關研究單位。此後，「九連號」之技術人員尚陸續支援國內許多重大建設相關的海域環境調查工作，例如「核一」、「核二」、「核三」、「核四」、 旗津與大林浦海放管、台中火力電廠、蘇澳火力電廠、中油YAF區海象調查等等工作。在此期間，海洋學界開發了潮汐預報的電腦程式，對當時比較先進的各式數位式自錄儀器也建立了資料譯讀、轉換、分析等前級與後級處理系統﹔另方面，對臺灣海峽以及臺灣西南海域的水團特性、臺灣四周幾處比較顯著的湧升流區亦進行了一系列的初步調查與報導。在「九連」時代後期，學界也在澎湖水道內佈放了一組RCM海流儀長期觀測海流變化，這組資料對往後的臺灣海峽研究有很大的幫助。綜合來說，「九連」時代雖是我國物理海洋學界研究人力青黃不接的時期，但學界仍盡力將國外的新方法、新裝備引進國內，例如目前海洋工程界在近岸海域調查時常用的許多種自記儀器(如海流儀、波浪儀、溫鹽自錄儀等)、 裝備(如深海攝影、音響釋放儀、無線電資料傳送等)以及測量方法(如衛星定位、 微波電子定位等)早在「九連」時代便已由物理海洋學界引進國內並建立成熟的作業系統﹔另方面，國內目前許多法規上有關海洋污染的規範也是由海洋界前輩學者們根據當年所積累的海洋知識協助政府訂定的﹔這些或許可視為我海洋學界在研究上對社會的一點回饋。 從整個發展的歷程看來，「九連」時代應是我國物理海洋學界一個引進外「知」、全面學習的階段。

（三）「海研一號」時代(民國74年至83年，1985-1994)﹕

「九連號」於民國73年8月功成身退交還海軍，海軍隨即將其改作靶船，為飛彈測試提供最後的剩餘價值。民國74年1月24日我國購自挪威的海洋研究船「海研一號」返抵國門，從此臺灣物理海洋學研究又進入了一個新的時代。「海研一號」全面接續了 「九連」時代所發展出的作業技術以及所累積的海洋工作經驗﹔因此，雖然「海 研一號」安裝了許多新穎的儀器設備，但工作人員在很短的時間內即能將各項裝備的功能完全發揮出來﹔例如，作業技術人員在抵新加坡接船時，僅花費九天時間便將各項裝備安裝、測試完畢，隨即在離開新加坡之返國回程中立刻在南海展開探測作業。「海研一號」的性能促成我國物理海洋學研究工作快速發展﹔一方面固然是因為研究人力大幅增加所致，另方面也必需歸功於「海研一號」的適時加入，提供了良好的設備才使各種研究構想能夠圓滿實現。在「海研一號」獨領風騷的年代裡，學界為海洋研究所需又陸續引進了CTD、ADCP、GPS、IES、ATLAS浮標等裝備以及 ARGOS浮標(SVP浮標早期使同ARGOS衛星定位以及傳送資料，是以當時又稱為ARGOS float)、衛星海洋遙測等相關技術， 這些都是一些開創性的工作。在研究方面，也陸續開始推動「黑潮邊緣交換過程研究」(Kuroshio-Edge Exchange Processes，KEEP)、「世界海洋環流實驗」(World Ocean Circulation Experiment，WOCE) 以及 SSS (South China Sea Scientific Studies) 等整合型計畫。此外，在「海 研一號」返國後不久，學界便在國科會(現科技部前身)資助下設立了物理海洋資料庫，並採用半強制的方式收納觀測數據，如此方使海洋資料庫得以累積相當可觀數量的全面性探測資料，透過這些資料使我們對臺灣四周的海洋環境得到了全新的體認。

(四)多研究船時代(民國83年起迄今，1994-)：

民國82年，「海研二號」與「海研三號」在高雄交船啟用，國科會將二船分別交由臺灣海洋大學以及中山大學負責管理及營運，民國83年起投入海洋研究使用；民國84年9月16日海軍新一代海洋測量艦「達觀」號在左營成軍，85年3月1日正式服勤，也開始執行海洋探測任務；自此「海研一號」獨撐大樑的時代結束，物理海洋學界也開始摸索學習如何才能最有效率地將「海研一號」、「海研二號」與「海研三號」以「高低配」方式搭配使用以支援整合型研究工作。隨著海研一、二、三號和各式新型探測設備、研究資源以及新進人力的不斷投入，我國海洋學界除持續執行上階段之KEEP以及WOCE等大型計畫外、也開展了諸如「南海季風實驗」(South China Sea Monsoon EXperiment，SCSMEX)等其它的大型國際合作計畫，分別對臺灣東北部至琉球石垣島之間黑潮流量，以及呂宋海峽、南海的海洋環流場等進行了較大規模的探測與研究。民國89年起，我國與美國更開展了一序列的雙邊或多邊國際合作計畫，如「亞洲海域國際聲學實驗」(Asia Seas International Acoustics EXperiment, ASIAEX，1999-2004)，VANS/WISE (Variations of Northern South China Sea/Windy Island Solitary Wave Experiment，2004-2006) (位於斜線前方者為我國計畫名稱，後方者則為美國計畫名稱)，SCOPE/NLIWI (South China Sea Oceanic Processes Experiment/Nonlinear Internal Wave Initiatives，2006-2009)，ITOP/ITOP (Internal wave and Typhoon-Ocean interaction Project in the Western North Pacific and Neighboring Seas/Impact of Typhoons On Pacific，2009-2012)、QPE (Quantifying, Predicting and Exploiting Uncertainties，2008-2011)、IWISE (Internal Waves In the Strait Experiment，2008-2011)以及最近由民國101年起開始執行的OKTV/OKMC (Observations for the Kuroshio Transports and their Variability /Origin of Kuroshio and Mindanao Current)等等，這些計畫的調查、研究成果使我們對臺灣周邊海域海流分佈狀況以及變化行為等特性又得到更進一步的認知。 

 這段期間內海洋研究在臺灣也有一些新生力量加入，例如民國86年國科會以研究計畫型式在臺大成立了「國家海洋科學研究中心」(簡稱海科中心)，八年後(民國94年)海科中心移轉國家實驗研究院，先改名為「臺灣海洋科技研究中心籌備處」，後又於民國97年正式成立「臺灣海洋科技研究中心」(Taiwan Ocean Research Institute，簡稱TORI)。 民國101年「海研五號」於高雄交船啟用，國科會將該船交由TORI負責營運管理，不幸的是民國103年10月10日「海研五號」在結束海上實驗作業返回母港(安平)高速航行途中，於澎湖本島東北方4-5浬處之北淺石與外淺石一帶觸礁，船腹破損大量進水，失去動力後漂至查坡嶼附近沈沒。目前TORI又已委商新建一艘名為「勵進號」的2000噸級研究船，預定民國107年可以開始實際營運；另外科技部也正委由台灣造船公司新建三艘新研究船(1000噸級一艘、500噸級二艘)預備分別替換日漸老舊的海研一、二、三號。

從第二節「物理海洋學在臺灣的發展歷程」這種歷史回顧文字突然跳到第三節「臺灣附近風場」描述風場特性，坦白說這情境轉換得實在有些過於突兀，然而對於我們接續將介紹的內容：「臺灣附近海洋風場」、「臺灣附近海洋水文場 」以及「臺灣附近海流場 」等，在說明時有時不免也會引述到過去的歷程，畢竟所有現存的知識都不是從石頭裡直接蹦出來的，因此不妨就把第二節權且視為本章後續內容的「楔子」吧。

三、臺灣附近風場

風應力是驅動海水運動的重要外力，風除了能生浪、直接拖曳表層海水流動、加強上層海洋垂直混合作用外，風若平行海岸吹拂，或是風場在水平面上分佈不均勻，風產生的Ekman搬運均可導致上層海洋發生海水輻合或輻散因而出現沈降流(down-welling)或是湧昇流(upwelling)，也會引發低頻率的波動(如凱爾文波或是羅士培波等)，而大範圍的風系經由風應力旋度(wind stress curl)所產生的Ekman汲吸作用(Ekman pumping)[參閱Cushman-Roisin, B. (1994) Introduction to Geophysical Fluid Dynamics. Prentice-Hall, Inc., Englewood Cliffs, New Jersey.]更是驅動大尺度大洋海流系統的重要因素。是以在述說臺灣附近海洋現象時有必要先簡介一下地區性風場的特性。

「亞洲大陸是地球上最大的陸塊，其東側與南側分別鄰接太平洋與印度洋，此二處亦為全球受季風影響最明顯的區域。由於太陽輻射隨季節變動會使大尺度的大氣環流系統產生季節性的南北移動，另方面大陸與海洋在熱力特性上的差異以及海陸在地理分佈上的差異又使大尺度大氣環流系統會在緯度圈方向上出現不均勻性，如此便造成了冬、夏相反的氣流而生成季風現象」...「東亞地區夏季時，季風不僅來自熱帶的天氣系統，也受副熱帶系統的影響。冬季時亞洲大陸高緯度地區是全球最強的冷空氣源地，冷空氣受高原地形阻擋多沿高原東側的東亞沿海一帶南下，形成全世界最強大的冬季風，強烈的冬季風氣流可直抵熱帶地區，並可越過赤道到達南半球。東亞夏季風平均約在5月中旬(從南海北部由海南島至臺灣南部連線一帶)開始建立，並逐步向北方推進，於7月底到達中國東北一帶停滯；隨後在9月中旬至10月西南夏季風開始向南撤退，同時偏北冬季風則開始建立」[以上「」括弧部份係引自陳隆勛、朱乾根、羅會邦、何金海、董敏、馮志強 (1991)「東亞季風」，氣象出版社出版，北京，1-362 ]。

臺灣位於東亞季風帶內，因此附近海域隨季節不同會分別受到源自東亞大陸的冷氣團或是源自西太平洋熱帶或亞熱帶的海洋性暖氣團影響。冬季時，受源自西伯利亞的大陸冷高壓系統主控，東北季風盛行。夏季時，南太平洋副熱帶高壓結合南太平洋東南信風會形成過赤道氣流，該氣流過赤道後受科氏力影響轉為西南風，因而形成了東亞季風區(乃至於臺灣附近海域)的夏季西南季風；另方面臺灣附近海域也會受西太平洋副熱帶高壓影響，因此夏季風的風向不單只有西南風，也常出現由太平洋副熱帶高壓西南方下沈的偏東南風。臺灣附近海域除季節風更迭外，每年6-9月期間復多颱風侵襲，後者帶來的強風暴雨對海洋環境更會造成劇烈的衝擊效應，其影響亦不可忽視。 下圖為一月至十二月臺灣周邊海域QSCAT/NCEP十年平均風場之矢量水平分佈(關於QSCAT/NCEP請參閱第四章衛星遙測海面風場)。

從上圖所示長期統計之月平均風場可以看出臺灣附近海域冬、夏季風的轉換過程以及氣候變化特性。每年十月至翌年三月東北季風盛行，其中又以十一至二月這四個月平均風力最強；而六、七、八這三個月期間偏南風(南或南南西風)盛行，為西南夏季風期，此時臺灣附近海域均為南來氣流；東北風於三月減弱，四月臺灣至呂宋以東之西太平洋海域呈現偏東風，後者在呂宋海峽以西的南海東北部與循臺灣海峽南下的東北風交會至南海西半部又轉為偏東風，五月東亞夏季風建立，圖上西北部海域之東北風與東南至南部海域之偏南風在南海海盆之西北－東南軸線以及臺灣附近交會，然後形成東南風吹往大陸華南，此為臺灣習稱「梅雨期」(通常由五月上中旬開始，至六月上旬結束，在此期間南海南部常會出現熱帶低壓甚至形成颱風)典型的風場形態，而這交會帶便是梅雨滯留鋒或是低壓帶的位置；至於九月則為由東亞夏季風(偏南風)轉換為冬季風(偏北風)的轉換期，此期間在上圖西北半部海域已轉為東北風，但南半部則仍為西南風或微弱的偏南風，南北氣流在南海中部相交會，到了十月後則全部海域都轉成了東北風，是以九月至十月間為臺灣附近海域夏季風向南撤退以及冬季風開始建立的轉換期。這些長期統計表明：臺灣周邊海域冬半年係以東北風為主，具有風力較強且持續久的特性；至於夏半年雖以南風為主，但風向變化多端較不穩定，平時風力多半較弱，有時亦會有強風出現，但持續時間不長。夏半年期間強風之出現主要與西南季風或是與熱帶低壓/颱風有關。

中央氣象署根據百餘年(1911至2015年)颱風記錄統計，將影響臺灣地區的颱風路徑分成十類(左圖)： 第1類：通過臺灣北部海面向西或西北進行者，占12.57%。 第2類：通過臺灣北部向西或西北進行者，占13.37%。 第3類：通過臺灣中部向西或西北進行者，占12.83%。 第4類：通過臺灣南部向西或西北進行者，占9.36%。 第5類：通過臺灣南部海面向西或西北進行者，占18.45%。 第6類：沿臺灣東岸或東部海面北上者，占12.57%。 第7類：沿臺灣西岸或臺灣海峽北上者，占6.42%。 第8類：通過臺灣南部海面向東或東北進行者，占3.48%。 第9類：通過臺灣南部向東或東北進行者，占6.95%。 其他類：無法歸於以上的特殊路徑，占4% (左圖以及以上統計摘自中央氣象署 氣象百科颱風百問) 這些統計說明影響臺灣附近海域的颱風絕大多數(85.6%)的都是從西北太平洋來的，只有10.4%的颱風來自南海。

當颱風來襲時，除了在暴風圈內外海面生成狂濤巨波以及浪湧外，在開放海域裡颱風強勁風力也會增強上層海洋的垂直混合能力而使混合層加深變厚、在水層中產生慣性週期運動(inertial motion)以及慣性內波(internal inertial wave)、經由Ekman汲吸作用在暴風圈內、外產生海水湧昇與沈降現象(海水等密度面的上昇或下降又會使水層的重力位能增加)，並有可能在沿颱風通過路徑附近(特別是路徑右側)海面因下層冷水露頭(outcropping)而出現冷尾跡(cold wake)(如果颱風移動速度太快則未必會出現冷尾跡)；當颱風通過天氣轉和緩後，太陽輻射會使上層海洋再度增溫並重建斜溫層，而原先在強勁風力作用下被迫改變的海水密度場分佈則會因動力不穩定而需要進行調整－其中有部份位能會以羅士培波或內波型態向外、向下方深水層傳播，其餘部份則可能藉地轉調整(geostrophic adjustment)作用形成沿著被湧昇抬高的冷海水水體四周反鐘向繞轉流動的斜壓性海流；如果颱風冷尾跡是出現在有大尺度背景海流的海域，那麼露頭的帶狀冷水也會被背景海流帶往下游，使冷水帶一面變形一面進行動力調整，最後海洋又漸漸回到一個平穩的狀態。但在受陸地限制的海域內(例如南海海盆內或是陸地附近)，颱風通過除了產生上述的各種現象外，颱風的風力作用還有可能會在海岸附近造成海水湧昇或沈降，這個過程可驅使原先覆蓋在海洋上層的熱海水在陸地附近被移走或是堆積，如果熱海水是在陸棚上堆積(例如颱風穿過呂宋島後以向西北路徑向香港或海南島移動，那麼颱風右側的Ekman搬運會促使南海上層暖海水在東沙島一帶的廣東陸棚上積聚)，等颱風走後這些堆積的熱水便有可能會影響到附近地區的天氣，例如2009年8月6日柯尼颱風由香港與海南島之間北上登陸廣東(大量暖海水堆積東沙一帶陸棚)後，8月8日莫拉克颱風通過臺灣引發西南氣流，後者便從南海北部帶入大量的水汽因而造成臺灣西南部嚴重水患。

四、臺灣附近海洋水文場

海水溫、鹽場是海洋學現場觀測重要的調查項目。 根據溫、鹽特性分佈可以追蹤海水的來源或是判斷海流方向；此外，由溫、鹽剖面觀測資料可以算出密度垂直構造，再由地轉關係亦可從二不同測站間密度垂直構造的水平差異推估出當地海流的垂直結構。我國目前收集臺灣附近海域海水溫、鹽水文資料數量最多也最完整的單位當屬科技部海洋學門資料庫(以下簡稱ODB，其入口網站網址為http://www.odb.ntu.edu.tw，該單位係科技部委託臺灣大學海洋研究所執行)，許多海洋統計資料或圖表均可由ODB網站上查到，本節所用各圖均來自ODB網頁。

左圖(摘自ODB網頁)為ODB將歷年所有海面下30 m深處的海水溫度觀測資料統計平均(稱為氣候平均)以及使用船載ADCP所測海面下30 m深處海流資料統計平均計算單日漂流軌跡(將網格點中心設為質點漂流之起始點，再以平均流速計算該質點在該深度之單日漂移距離然後繪出漂移軌跡)綜合圖。這張臺灣附近海域海水溫度分佈氣候平均圖顯示：(1)由呂宋島東北角至臺灣東岸以及臺灣東北方，質點漂流軌跡較長(表示流速較快)的範圍由南而北呈帶狀分布，這條強流帶便是黑潮；(2)海水溫度由東南向西北呈遞減態勢，臺灣東方黑潮流域的東側是高溫區，而貼近大陸的海域則為低溫區；(3)南海東北部貼近臺灣西南海岸處呈現一個不大(直徑約100-200 km)的順鐘向(反氣旋)小環流；(4)小環流西側的東北向海流繞著臺灣淺灘地形北上澎湖水道，此北上海流在澎湖以北又以順鐘向方式通過彰雲砂脊，再沿海峽軸向流向東海南部。ODB亦將所有夏、冬季風期之資料分別統計，結果如下二圖所示。

西南季風期(5月−9月)水深30 m溫度分布以及單日漂流軌跡(摘自ODB網頁)。 夏季風期間不論流況或是溫度分佈態勢和全年平均差別並不大(主要差異在靠大陸沿海水溫較全年平均水溫數值高出許多，但等溫線走勢相差不多)，這是因為夏季海況相對平靜，研究船作業航次頻繁，資料量要比冬季多出很多，氣候平均統計便會有系統性偏差(夏季資料權重過大)。夏季分布圖顯示澎湖西南方的臺灣淺灘一帶海溫較外圍稍低，而臺灣東北部有塊呈橢圓形的淡綠色冷水區，海流以反鐘向方式繞著冷水區流動，我國海洋學界將這塊冷水區稱為「冷丘」(見本章第六節臺灣東北海域)，該處為重要漁場。

東北季風期(10月−4月)水深30 m溫度分布以及單日漂流軌跡圖(摘自ODB網頁)。海溫最冷是出現在由浙江至福建的大陸沿岸水域，海溫最高處為臺灣東南方的黑潮流域以及呂宋海峽與以西的南海東北部。上二圖冬季與夏季海溫分佈主要差異是發生在陸棚區(包括東海以及南海)以及臺灣海峽：廣東陸棚上，海下30 m平均海溫可從夏季的25°C左右降至冬季的21°C以下，臺灣海峽西北側則從夏季的24°C左右降至冬季的19°C以下；但在呂宋海峽以西的深海盆內溫降僅約2-3°C，而臺灣東南方的黑潮海域則溫降更小，僅為1-2°C。 上二圖海水等溫線呈東北西南走向，這種分布態示暗示西北側應有冷海水流入而東南側則應有暖海水流入。冬季時沿大陸海岸形成的舌狀低溫冷水反映的正是來自浙、閩沿岸順風南下帶來的低溫、低鹽海水(此海流稱為浙閩沿岸流)，而來自東南方的暖海水則與沿呂宋島東側北上且由呂宋海峽西進的黑潮有關。夏季臺灣灘東南側的冷水則與夏季風以及南海季風流因地形效應促成的湧昇流有關。此外，冬季時暖區呈舌狀由呂宋海峽向西南西伸入南海東北部海域，而臺灣東北部冷丘區則呈現黑潮西側流水以順鐘向方式彎入東海南部，這些現象與冬季風有關，將在後續各節說明。

除溫度外，鹽度也是表現海水特性一個重要的參數。鹽度會因蒸發而增加，因淡水加入(降水、河川以及海岸陸地逕流)而減少。西北太平洋海面年平均蒸發量與降水量等值線(即蒸發等於降水)約與19°N緯度線平行，但在接近臺灣東南方時(123-125°E)此等值線會呈舌狀向北凸出至23°N附近(衛星遙測顯示本海域降水主要發生在呂宋、臺灣等島嶼附近以及沿著黑潮流域)，然後再向西南斜切過臺灣南端進入南海至海南島一帶，此線以北為年平均蒸發量大於降水量，以南則反之，因此南海中、南部海域是屬於降水大於蒸發的地區，故南海上層鹽度與西北太平洋亞熱帶海水相比會相對稍低。下圖為氣候平均之水深20 m處海水鹽度水平分佈，由該圖可見19°N緯度以北的西北太平洋為鹽度高區，東海、南海鹽度較低，但長江口、錢塘江口、閩江口、還有海南島西北方的北部灣、以及南海東南部靠近菲律賓巴拉望一帶，均呈現鹽度低區，這些低區和附近大流量河川逕流入海形成的沖淡水(brackish water)有關。

氣候平均之水深20 m處海水鹽度水平分佈(摘自戴昌鳳等(2014)臺灣區域海洋學)。

臺灣各主要河川，如與長江、錢塘江 、閩江、珠江等大河相比，年平均的逕流量實甚為微小，但臺灣河川具有逕流量洪枯懸殊的特性，平日或枯季河川逕流水入海影響範圍僅侷限在貼近海岸的近岸地區，然而颱風期的強降雨往往會造成流量暴增，以2009年8月6-10日莫拉克颱風(Morakot 0908)侵臺為例，這5日內整個臺灣西海岸陸地逕流平均的入海總流量估計為6.30×10^-2 Sv (1 Sv = 10⁶ m³/s)，這些逕流水入海後形成的沖淡水後來流至臺灣東北部冷丘海域，在該處海面最上層形成了大面積的低鹽度水塊，並與位於其東側的黑潮海水形成了鹽度鋒，最後低鹽度水塊又慢慢與黑潮海水混合後並被後者帶走。然而大陸沿海主要河川的流量較大且較穩定，其逕流水入海後往往會形成具有持續性的大範圍沖淡水水舌(plume)，對沿岸海域海洋環境影響較大，上圖在大陸沿岸一帶的低鹽度海水即統稱為大陸沿岸水(或稱中國沿岸水，China coastal water)，但其鹽度分佈並不均勻，因此往往又可視發生地之地理位置而再區分，例如位在長江口與錢瑭江口外的稱為長江沖淡水，浙江與閩北一帶的稱為浙閩沿岸水，而廣東珠江口附近的則稱為珠江沖淡水或粵東沿岸水。河川沖淡水鹽度低，與外海鹽度較高的海水交會時，因二者密度差異大，故沖淡水會浮在較重的外海水上方，沖淡水最外側又與更外海的上層海水形成密度鋒面構造，在地轉作用下鋒面區附近海流會具有顯著的垂直流切(vertical shear)(摘自戴昌鳳等(2014)臺灣區域海洋學)。

接著再藉助剖面圖來看臺灣附近海域海水溫度、鹽度、密度等的垂直構造，以下五圖分別為沿21°N、22°N、23°N、24°N、25°N等緯度東西走向截面上各項參數之分布情形(此五圖均摘自ODB網頁)。左圖為沿21°N緯度方向上從海面至深度300 m之海水溫度、鹽度、密度等的垂直剖面分佈。圖上121°E附近等密線向西上揚最傾斜處即為呂宋海峽黑潮流軸位置(123°E附近還有另一處，此處為沿巴坦島東側北上的黑潮分支)，在流軸以東深度150m至250m間海水鹽度為最高(>34.8 psu)，而34.8 psu等鹽度線出現最西的位置大約是在120.7°E附近，南海內部則呈現出鹽度向西遞減的趨勢。圖上鹽度垂直分佈為在海面附近鹽度低、然後向下增加到最大後又向下遞減，雖然此圖只到300m止，但如果能看到完整資料，則再往下當通過位於400-700m深處之鹽度最小水層後，鹽度又會再隨深度遞增；由於海溫係隨深度向下遞減，如果將溫、鹽資料以溫－鹽圖方式繪圖，則會呈現左右顛轉之反S型曲線，這是西北太平洋海水溫鹽曲線的典型結構(如下圖)。

沿黑潮流域一些不同地點溫鹽資料之綜合溫鹽圖，圖上標注為K以及S的兩條曲線則分別為位於呂宋海峽以東黑潮流域以及位於南海深海盆最西南端處海水的典型溫鹽曲線。 (摘自戴昌鳳等(2014)臺灣區域海洋學)

沿22°N(左)、23°N(右)緯度方向上從海面至深度300 m之海水溫度、鹽度、密度等的垂直剖面分佈(摘自ODB網頁)。

沿24°N(左)、25°N(右)緯度方向從海面至深度300 m之海水溫度、鹽度、密度等的垂直剖面分佈(摘自ODB網頁)。

而由沿22°N、23°N、24°N以及25°N等另外四條緯度線上海水溫度、鹽度以及密度的垂直剖面圖(上四圖)，則可以清楚地\看出臺灣東方黑潮流域深度300m以內的海水具備相對高溫、高鹽以及等溫線與等密線朝西方上揚的特性。另外在各圖左方之臺灣海峽水域內，位於臺灣淺灘西方(117°E附近)是低溫、相對高鹽、密度較大的海水(見上上圖右方23°N剖面)，大陸沿岸是相對低溫、低鹽、密度較小的海水(上圖)，而在海峽中央120°E附近凹下地形處(烏坵凹陷)則為相對低溫、相對高鹽、密度較大的海水，溫、鹽場為何會形成如此分佈情形呢？此點將在下節說明。以上只是簡介臺灣附近海域海水溫、鹽環境的長年平均狀態，也稍微談了一下冬、夏的差異，由於本地處於東亞季風帶，又常受颱風侵襲，這些效應都會造成影響致使地區性的流場與溫鹽場複雜多變，關於季節性變化方面更詳細的說明可參閱「戴昌鳳等(2014)臺灣區域海洋學」一書。

五、臺灣附近海流場

我們藉助實際統計資料來說明臺灣附近海域的海流場(還記得第四章講過的SVP浮標觀測陣列嗎？如果忘了不妨回頭再看一下第四章第三節。 ODB曾收集了NOAA AOML由1980年迄2012年位於107-137°E，3-32°N範圍內的所有1128個SVP浮標的漂流速度資料(代表海面下15m深處之流速)，並按照0.25°×0.25°經緯度方塊網格篩選統計，計算落於各網格內所有浮標之氣候平均流速(浮標流速資料為每6小時一筆，總資料量為318457筆)。左圖即為ODB根據這批資料所繪製出的浮標流速向量在西北太平洋以及南海內之分布情形，圖上之顏色代表流速大小，平均海流流速最強處係呈帶狀，出現在呂宋、臺灣東側以及二者間的呂宋海峽、海南島東南側、越南中南部沿海、以及馬來半島東南側等地；南海海盆北半部大致呈現一個海盆尺度大小的反鐘向環流；而花蓮、臺東以東(123°E以東)，琉球八重山諸島(即與那國島、西表島、石垣島以及後者附近一些小島合稱)以南(24°N以南)的花東海盆東側有南向反流，整體流況呈現順鐘向旋轉的環流型態(稱為「花東海盆黑潮再循環流」，見下圖放大)。

上圖臺灣附近放大。

根據西北太平洋SVP表層漂流浮標漂流速度多年統計結果(上圖)，ODB另外繪製了西北太平洋海流系統示意圖(如左圖)。圖上顯示太平洋北赤道洋流沿著北緯10度左右由東向西流，在菲律賓民答那峨島附近分為南北兩支，往南一支稱為民答那峨洋流(Mindanao Current)，北流一支即為北太平洋西方邊界流的起源(呂宋黑潮)。此北向海流在通過呂宋島東北角後又一分為二，其一繼續沿巴坦島海脊地形北上，另一支(呂宋海峽黑潮分支)則偏向西北經巴林塘(Ballintang Channel，位於菲律賓巴坦群島與巴布延群島間)海峽流往南海東北部與呂宋海峽交界處，然後轉北北東順著恆春海脊地形北上沿臺灣東岸流動(臺灣黑潮)，並與沿巴坦海脊北上的分支在花蓮附近外海合而為一後續流往沖繩海槽、東海大陸棚坡以及日本九州南部(東海黑潮)；在臺灣黑潮的東側則為呈順鐘向迴轉流況的花東海盆黑潮再循環流；呂宋黑潮與臺灣黑潮均為黑潮流系之上游部份，二者可合稱為黑潮源流(摘自「戴昌鳳等(2014)臺灣區域海洋學」一書)。

根據海流統計結果所示之海流特性，大致可以將臺灣附近海域按照地理位置，分為(一)臺灣海峽、(二)臺灣東北海域、(三)臺灣東部海域、以及(四)南海東北部海域(或稱臺灣西南海域，包括呂宋海峽)等四區塊，分別歸納討論各分區的流況。其中臺灣海峽是指臺灣灘(含)以北至臺灣島最北點富貴角至馬祖一線以南水域；臺灣東北海域為臺灣本島以北以迄東海南部大陸棚海域，此處特殊現象是黑潮入侵以及冷丘等；臺灣東部海域的主角即是黑潮流系，嚴格說後者應當涵括西北太平洋菲律賓海海盆西側(南至呂宋島東部，北至臺灣島以及東海大陸棚以東)整個西方邊界流海流系統，但限於篇幅我們主要重點僅在臺灣東部外海這一小段；至於臺灣西南海域則是指位於呂宋海峽以西以及臺灣灘以南的南海海盆北部海域。

(一)臺灣海峽

在一般人的認知裡，臺灣海峽不過就是對位於臺灣西岸與福建東岸之間海域的統稱，如果細究臺灣海峽(與南海和東海)的界限在那兒，相信絕大多數人都答不岀來。我國官方刊行文書(海軍大氣海洋局民國九十九年版航行指南，第五章、臺灣海峽及澎湖群島)對於臺灣海峽有明確的定義：「臺灣海峽係指臺灣西岸與廣東蓮花峰角(22°56'N, 116°29'E)至福建閩江口策馬山麓(26°05'N, 119°32'E)間，即臺灣灘向西北延展30浬之一片水域。臺灣西北之白沙岬與福建海壇島相隔僅70浬，為海峽距大陸最近點。深度自海峽南側40公尺漸增至海峽北側約80公尺，底質為泥沙；臺灣灘深度在10公尺至20公尺，海底多岩石」。而在該書「第五章5-1.2－海流及潮流」一節則對臺灣海峽的海、潮流有如下的描述：「大陸沿岸流自10月至翌年3月東北季風期，以0.25至1.5節之速率流向南南西方通過海峽。3月間海峽東側之流以0.3至1.5節之速率流向北北東方。此流於海峽中央呈逆時針向流動，並以0.5至0.75節速率沿大陸海岸流向南南西方。4月間在海峽中部可發現約0.25至0.5節之逆時針向漩渦；5月至9月間此流受西南季風影響以0.25至2節之速率通過海峽，流向北北東；9月轉季時期可能延至10月。海峽東側之流繼續向北北東方，但在海峽中部則均呈逆時針向流動，至海峽西側以0.5至1節之速率流向南南西方。沿岸附近及澎湖群島間之海流，常受潮流影響變動較劇。通常航道中央及島群間之潮流，漲潮流向北，退潮流向南，其速率及強度隨季風而有所轉變，宜注意。潮汐屬半日潮，潮差1公尺，內海受地形影響，可達3公尺」[大氣海洋局 (2010) 航行指南，臺灣沿海。海軍大氣海洋局，民國九十九年第六版 ]，這段文字述說了臺灣海峽表層海流在不同季節時流向會隨季風風向而轉換的特性。 1998年以前ODB收集的所有CTD觀測數據裡，屬於臺灣海峽的部份可能佔了一半以上的比例。當年就透過這些數據以及臺大海洋所受中國石油公司委託在新竹外海國光平台(CBK-11)執行長期海流觀測的結果，我們方始了解到臺灣海峽的海流狀況其實是挺複雜的，和早期所描繪的概念有很大的差異。在說明流況變化過程前，有必要先講臺灣海峽的地形，由於說明文字涉及到許多海底地形的名稱，為了便於讀者查閱起見，這些名稱均標注在如下之地形圖上。

海峽地形：臺灣海峽不深，平均深度僅約60m，但由南至北的海底地形起伏還是頗有變化。臺灣海峽最深處是位於臺灣西南海岸與臺灣灘之間的「澎湖峽谷」。最淺處則是位於澎湖群島西南方、臺灣海峽南側的臺灣灘，是由大遍水深小於20m的沙丘及淺灘地形所構成。臺灣灘與廣東汕頭間的「潮汕水道」水深較淺(小於40m)，呈鞍狀地形，是臺灣海峽連接廣東陸棚的通道；澎湖群島與臺灣西海岸間的溝狀地形則是「澎湖峽谷」頂部的「澎湖水道」，「澎湖水道」在馬公島東北方沿著由彰化、雲林外海向西北伸展的「彰雲砂脊」脊狀地形南側轉向西北延伸，並在「彰雲砂脊」的尾部再轉東北連接「烏坵凹陷」之凹地，至於「彰雲砂脊」尾部也平行轉向並在「烏坵凹陷」東南側形成稍微隆起走向東北的「澎北隆起」地形，「澎北隆起」與海壇島之間也是一個鞍狀地形。從地形上看，「澎北隆起」和「彰雲砂脊」大致將臺灣海峽分隔成了兩個不同的海槽。位於西南方的(包括烏坵凹陷以及澎湖島西方的凹地)面積較小並與澎湖水道相連；而位於東北方的「觀音凹陷」則面積較大，是臺灣北部與東海南部間海槽(見80公尺等深線)向西南楔入臺灣海峽內的部份。

新竹外海CBK站(位置見左側小圖)多年平均之分月平均海流，(上)上層(海面下15-20m)，(下) 下層(45-50m)，當地平均水深為62m。 [摘自王冑、陳慶生、陳俊賢、黃耀瑩 (1988) 國光平台及附近海域氣象海象觀測報告 (76年1月－77年7月) 。國立臺灣大學海洋研究所專刊第57號，1-279]

海峽流況：過去在臺灣海峽北部有一組珍貴的海流長期觀測資料可作談論臺灣海峽流況的重要參考，這是中國石油公司為了海域開採天然石油氣目的，在1980年年代委託臺灣大學海洋研究所在新竹外海(離岸約25 km)長期維持的一組海流錨碇站觀測資料(如上圖，所用資料長度為1984年7月至1988年3月，有關詳情可參閱王等1988)。這組三年多平均流速統計資料所呈現之季節性變化情形為：冬季期間(11月起至翌年2月)，海流流速最小，上層具有向岸分量，底層則有離岸分量(新竹附近海岸方向大約為45°方位角)，12月至2月底層流速比上層還大一些；由熱風關係可推知這種垂直流切表示測站西北側海水密度要比東南側小(由於入秋後將發生浙閩沿岸流冷水入侵事件，因此海峽西側上層海水密度會比東側小，見後述)。此外，3月起上層流速突暴增，底層則緩慢增加。此時上層仍有向岸分量，底層則除3月有微弱之向岸分量外，從4月至8月均顯示底層海流具有離岸分量。另外，5月至6月份流速持平變化不大，但7月時上、下層流速又同步增加並達到全年最高值。3月至6月期間這段演進過程應與臺灣西南海域流況變化有關，此期間上、下層間海流之垂直流切則顯示測站附近海水密度分佈應為從西北向東南方向減少，同時在臺灣沿岸有下沈流趨勢。此後，7、8兩月是夏季西南風盛行期，此時流速最強。至於9、10月，季風開始轉換，此期間底層有向岸分量，上層則有離岸分量，同時上、下層流速也開始銳減；這種情形表示臺灣沿岸有上升流，同時盛夏盤踞在海峽中線底層之密度較高的低溫、高鹽海水將向海峽東側趨近(底層海流有向岸分量)。由於全年均為北流，如果光看流速也許就會推測認為臺灣海峽東側應當全年都會持續維持著一股由南向北的貫穿流(though-flow)，然而冬季的北流與夏季的北流海水來源不同，是兩碼事。簡言之， 臺灣海峽的水文狀況是受大陸沿岸流以及由南海東北部所流來的海水所控制，這是以往就知道的，但是對如何演變以及動力機制卻不甚明瞭。這兩種不同來源的水系中，後者(南海東北部來水)在冬、春季主要是由太平洋黑潮源區經呂宋海峽流入南海的外洋海水所組成，但在夏、秋季則是受到南海內部北上或是在南海北部循環的海水所掌控 ﹔至於前者(大陸沿岸流)則與大陸東南沿海幾條大流量河川有密切的關係，冬季期間臺灣海峽西側主要是受閩江與其以北河川(如甌江)所組成的沖淡水所影響﹔至於夏季期間則是受韓江、九龍江等影響，但範圍多侷限於福建沿岸以及臺灣灘一帶海域 。而南海東北部在冬、夏期間分別為兩種不同來源的海水所盤據，在動力學上二者最大的區別便是海域上層密度的層化狀態﹔源自黑潮的海水上層較厚、層化情況較為薄弱，但在南海內部循環或沿呂宋西岸北上的海水則反之。在不同的季節裡，這兩種層化程度互異的海水均會各自經由澎湖水道流入臺灣海峽內部，從而促成不同的水文狀況分佈情形。下圖為在網路裡隨意找著的一張剛好有四季對比的臺灣附近衛星遙測海面溫度分布圖，這張圖清楚呈現秋、冬季時源自大陸沿岸流的冷海水盤據臺灣海峽北部的態勢，由該圖也可推知冬季新竹外海的北向海流絕對不會是由澎湖水道直接流過來的。

臺灣附近衛星遙測海面溫度(SST，°C)，(a)2月25-26日；(b)6月1-2日；(c)8月22-23日；(d)11月13-14日(均為2004年)。 (左圖摘自Hsieh H.-Y. et al. (2014) Larval fish assemblages in the Taiwan Strait, western North Pacific: linking with monsoon-driven mesoscale current system. Fish. Oceanogr. 21:2-3, 125–147.)

臺灣海峽四季流況示意圖。 (引自Jan, S., C.-S. Chern, J. Wang and S.-Y. Chao (2002) Seasonal variation of the circulation in the Taiwan Strait. J. Marine Sys., 35：249-268.

Jan et al. (2002)根據ODB水文資料、海流觀測以及數值模式實驗分析結果彙整出臺灣海峽不同季節的流況分佈示意圖(如上圖)，玆按夏秋冬春之次序說明：

(1)夏季(層化海流與彰雲砂脊交互作用)：夏季時，臺灣海峽南端在臺灣灘東西兩側均為東北向海流，其中流入海峽東側澎湖水道的海流流量約佔海峽總流量的2/3左右(這支北上海流會貫穿整個海峽並直入東海，稱為「臺灣海峽貫穿流」，Taiwan Strait through-flow)，東側這支海流帶著分層較強的海水(見前節23°N緯度溫鹽垂直剖面)由澎湖水道北上，在水道頂端遭遇彰雲砂脊橫亙於前，此時上層海水可穿越砂脊繼續沿臺灣西海岸北上，但中、下層較重的海水，因流速較慢動能不足以克服爬越所需位能，會受地形所阻而循地形走向偏向西北流，再沿烏坵凹陷深溝北上。如此則構成臺灣海峽中、北部特殊的水文分佈特性﹔即彰雲砂脊以北的海峽東側完全是混合均勻的暖海水，但海峽西側則仍能維持著層化狀態(見前節24°N緯度垂直剖面，海峽中120°E以東為相對高溫、低鹽，分層微弱；以西則密度分層強)﹔然而在颱風期間海峽內吹襲東北風時，彰雲砂脊以北的上層海水會因Ekman效應而偏西流動，此時海峽西側冷水也會重新沿著海底向東岸趨近進行補償。

(2)秋、冬季(浙閩沿岸水入侵)：進入秋季後，隨著東北季風逐漸增強大陸沿岸流也逐漸向南、向東擴張其勢力範圍，此時由南海經澎湖水道北上之海流流量亦大減；同時浙閩沿岸流所帶來的低溫、低鹽份海水(沖淡水)往南流過海壇島後有一部份沖淡水會循澎北隆起與彰雲砂脊之地形以U形迥轉方式流到彰雲砂脊以北並盤據整個臺灣海峽北部海域，同時與南來的相對高溫、高鹽海水在彰雲砂脊附近僵持而形成一道東西向的溫、鹽鋒構造(見上上圖之秋、冬季SST，這個過程便稱為「浙閩沿岸水入侵」)。這種鋒面構造可以一直維持到冬季，在此鋒面區北側的就是由大陸海岸流來的冷海水；這些冷水在流至台中附近時，一部份會併入臺灣西海岸的沿岸鋒系並順風南下，另一部份則在季風暫緩時沿台中、新竹海岸北上。沿臺灣西海岸南下的低鹽份冷水在正冬季時甚至可抵達高雄外海，有些則會在半途(例如外傘頂與安平等海岸線轉折較大之處)鑽入沿澎湖水道北上之暖水中、下層內。

(3)春季(臺灣海峽貫穿流發展期、臺灣海峽黑潮支流)：接近春季時，東北季風漸轉弱，由南海北上之暖海流則漸增強﹔在季風周期性的作用與暫停的過程下，每當季風風力鬆弛時(例如大陸高氣壓系統出海後，臺灣海峽東北風會減弱，有時甚至短時間轉為偏東風或東南風)，原先在澎湖水道內受強北風壓制無法北流而積聚的暖海水往往就會以重力流的方式(因為南方的暖海水比較輕)沿著臺灣西海岸向北衝(此過程有如將水壩閘門突然打開一樣)，有時南來暖水的前鋒甚至可以衝抵新竹與桃園以北水域(沿著臺灣西北海岸外形成一條長窄的暖水帶)﹔然而隨著大陸高壓增強東北風再度加強時，這長條暖水又會西移(由於Ekman效應)，並與臺灣海峽中、西部的水體相混合而使當地海水之鹽度與密度均增大。隨著幾次這種間歇性的暖流後，大約在四、五月間沿臺灣海峽東側一道持續的北上暖海流便發展成熟了，這道暖流會帶著冬季經由呂宋海峽輸入南海的部份黑潮區高鹽、高溫的次層與表層海水再流往東海南部水域﹔換言之，或許只有這一段時期才可稱之為「臺灣海峽的黑潮支流」，但其與黑潮本身並沒有直接的關係。

夏季後，原先入侵南海東北部之黑潮區海水(參閱下述南海東北部海域)要不就是向東退出南海，要不就是併入南海水系內，此時流往澎湖水道的海水則是源自於南海內部，如此周而復始形成季節性的演變行為。

海峽流量：臺灣海峽連接南海與東海，是二者間海水交換的唯一直接通道，但關於臺灣海峽流量大小問題遲至1961年始有美國學者K. Wyrtki [Wyrtki, K. (1961) Physical oceanography of the southeast Asian waters, Scientific Results of Marine Investigation of the South China Sea and the Gulf of Thailand. NAGA Report Vol. 2, Scripps Inst. Oceanogr., La Jolla, California, 195pp.]根據高雄與澳門的水位差推估臺灣海峽流量變化，其後或許由於兩岸對峙海峽中無法進行任何全面性海洋調查關係，此問題一直無任何進展；1991年大陸學者傅子琅等[Fu, Z.-L., J.-Y. Hu and G.-M. Yu (1991) Seawater flux through Taiwan Strait. Chin. J. Oceanol. Limnol., 9(3)：232–239.]亦曾使用船舶短期(8日)定點測流資料推估海峽流量，他們得出不論冬夏臺灣海峽流量均為向北，冬季流量為1.74 Sv(註：Sv為海洋學特有的流量單位，1 Sv = 10⁶ m³/s)；夏季3.32Sv (夏季海峽北部流量約2/3是經由海峽東側的觀音凹陷上方通過，但在海峽南部，由澎湖水道流入的約佔62%，而由潮汕水道流入的則佔38%)；1997年臺灣大學海洋研究所為發展預報模式曾在臺灣海峽內進行了較大規模的現場調查作業(包括研究船ADCP走測以及在海峽中部烏坵與臺中間佈放了四組底碇式ADCP進行海流長期觀測)，這些資料統計結果顯示臺灣海峽北向流量與中央氣象局澎湖氣象站(沿海峽軸線方向)風速分量間有很好的線性迥歸關係；冬季時低頻海流流速會隨東北風風速大小而變，當東北風弱時整體海流會頂風流向東北，但有偏向臺灣的流速分量，當東北風強時則Ekman效應會驅使上層海水偏向大陸方向流動，底層卻仍偏向臺灣流動；詹森等[Jan, S., D. D. Sheu, and H.-M. Kuo (2006), Water mass and throughflow transport variability in the Taiwan Strait, J. Geophys. Res., 111, C12012, doi:10.1029/2006JC003656]彙整歷年觀測資料統計後結果則顯示秋末與冬季(與春夏相比)臺灣海峽的月平均流量甚小但變動幅度卻很大，由10月至2月分別為0.43 ± 1.05，0.12 ± 0.78，-0.26 ± 0.75，-0.15 ± 0.56 以及-0.07 ± 0.63 Sv，早春後流量快速增加，由4月的1.16 Sv增至8月的2.34 Sv，但秋季又明顯降低，夏季流量並不穩定，變化範圍約在1.6-2.3 Sv之間。

以下我們就舉一組海流儀實測資料為例來說明臺灣海峽海流受風影響變化的特性；下圖為澎湖水道南端入口處(位置如左圖所示)一組海流儀實測記錄(當地水深為152m，而儀器深度100m，此資料已使用低通濾波器處理，將週期小於36小時的變化均濾除)之流矢圖(Stick diagram，即以短棒長度表示流速大小，短棒指向則為海流的去向)，觀測時間為1995年7月29日至1996年3月5日。可見夏季(圖上7月底至9月上旬)東北向的平均流(如果用月來平均)很強，期間有兩次海流轉向南事件則均與颱風來襲臺灣海峽內出現強勁東北風有關；9月中旬後平均流快速減弱，但海流流速南北變化的幅度卻不小，而10-12月這段期間每當東北風增強海流往往會轉為偏向東南流(順風應為西南流)，所反映的是在風應力作用下上層海流因Ekman效應將偏西南西流動(偏離臺灣西海岸)，中、下層海流則在向下風方向流動的同時也會趨向海岸補償。

澎湖水道南端入口處海流儀實測記錄流矢圖。下方的時序為水溫(實線)與鹽度(虛線)，1月後鹽度變小趨勢可能是因生物附著影響所致。

(二)臺灣東北海域

臺灣東北海域海底地形非常複雜，除了包括東海南部平坦的淺海陸棚地形外，尚有陡峭的大陸棚坡、深海溝(沖繩海槽)及一系列橫切過陸棚的海底峽谷(由南至北，分別為基隆海谷、棉花峽谷以及北棉花峽谷等)，海洋環境也是複雜多變，早在「九連號」研究船時期(1982年以前)，我國海洋學界便已注意到東海南部陸棚區底層冷水以及臺灣東北部外海湧升流等現象，但苦於對更大範圍海域內觀測不足，一直無法進行深入研究。1990至1994年海洋學界整合了國內的研究資源與人力，向國科會提出了「黑潮邊緣交換計畫」(KEEP)並獲支持，於是得以在臺灣東北海域執行了較大規模(以當時的標準)的現場觀測與實驗工作。透過KEEP的觀測使我們了解到這一大片水域在動力上主要是受兩個流系─即沿著臺灣東岸北上越過宜蘭海脊後的黑潮(即東海黑潮與其相關流系)以及由臺灣海峽北部流出的海流－二者間相互作用的影響；當然大氣營力(如季風和颱風或熱帶氣旋)也會加入修正與調整的作用，而潮汐、中尺度渦漩、內波及冬季來自閩浙沿岸流的海水等也都有其影響力。不過臺灣東北海域最著名的海洋現象或許應屬位於彭佳嶼與棉花嶼之間海域終年經常存在的冷水露頭現象，從立體的角度來看就好像是由海底向上冒出了一座由冷海水形成的饅頭狀山丘，我國海洋學界習稱此為「冷丘」(cold dome)。冷丘附近是臺灣東北部的重要漁場所在。另外一個重要現象則是每年秋季期間東海黑潮流軸向西偏移，會造成大量暖水入侵東海陸棚的現象(稱為黑潮入侵)。東海黑潮入侵會在彭佳嶼以北形成一道向西凸出的暖舌構造，沿暖舌邊緣順鐘向流動的海流─大陸學界稱之為臺灣暖流，對浙江沿岸的海洋環境有相當重要的影響。玆分述如下：

冷丘：在第四節「臺灣附近海洋水文場」ODB所繪西南季風期水深30 m溫度分布以及單日漂流軌跡圖上，臺灣東北部有塊呈橢圓形的冷水區，海流以反鐘向方式繞著冷水區流動，這塊冷水區便是冷丘在海面的露頭。下圖這張衛星遙測海面溫度圖[摘自Cheng Y.-H., C.-R. Ho, Z.-W. Zheng, Y.H. Lee and N.-J. Kuo (2009) An Algorithm for Cold Patch Detection in the Sea off Northeast Taiwan Using Multi-Sensor Data. Sensors, 2009, 9, 5521-5533; doi:10.3390/s90705521]便很清楚地呈現冷丘的位置與形態。冷丘一帶海洋生產力高，同時也和東海黑潮在臺灣東北海域的變化以及不同水團間的交換情形有關，在生物海洋學、海洋化學以及海洋動力學等方面均有學術意義，自從1990年KEEP計畫執行以來，關於冷丘過去已有非常多的研究報導。由於冷丘海域上層海流係繞著冷丘中心作反鐘向環轉，因此也有人稱其為「冷渦」(cold eddy)。冷丘冷水的主要來源是由黑潮次表層水從大陸棚坡(特別是經海底峽谷)向上爬坡湧昇到陸棚所提供，當地強勁的內潮與內波運動則會增強垂直混合，因此冷丘內的海水是由黑潮次表層水與陸棚水相混合後形成的產物。冬季時，冷丘可能不存在或是表層被東海黑潮入侵陸棚的暖水所掩蓋，是以從衛星遙測海溫圖上便往往會看不出來。

2009年7月29日臺灣東北海域衛星遙測海面溫度分布[摘自 Cheng Y.-H. et al. (2009)]。圖中白線為27.7C等溫線，黑色虛線為T/P Jason-1衛星軌道。

夏季(5-9月)ODB氣候平均水溫與流速(黑色箭號)(a：50 m，b：100m)，以及由CTD歷史資料算出之溫度標準差(c：50m，d：100m)。圖中白或黑色線表示200m，500m以及1000m等深線，+號為冷丘平均位置[摘自Jan, S., C.-C. Chen, Y.-L. Tsai, Y. J. Yang, J. Wang, C.-S. Chern, G. Gawarkiewicz, R.-C. Lien, L. Centurioni, and J.-Y. Kuo (2011) Mean structure and variability of the cold dome northeast of Taiwan. Oceanography, 24(4)：100-109. ]

上圖引自Jan et al. (2011)，為根據ODB所有夏季(5-9月)資料經氣候平均得出之水溫與流速分佈，在50m水深平面上(圖a)臺灣東北海域呈現一塊很清楚的圓盤狀冷水區(冷丘)，冷丘東側為較溫暖的黑潮水，西側則為比黑潮水稍冷的臺灣海峽水，冷丘中心位置位於25.625°N，122.125°E(圖中白色「+」號)處，中心溫度約為21°C，直徑約為100 km，冷丘附近的海流雖然較弱，但仍可看出具有反鐘向繞著冷丘環轉的趨勢。再看100 m層(圖b)，在此深度位於陸棚以及黑潮西側外緣的海水平均溫度均小於21°C，但位於黑潮主軸及東側區域海水則均高於23°C，因此冷丘內的冷海水不可能是由黑潮主流上層(淺於100m)海水透過水平平流方式來補充，只有黑潮流域更深層(深於100 m)的次表層海水才能提供21°C (或更低溫)的海水進入冷丘區。另方面圖c與d則分別顯示該海域50m及100m歷史CTD資料之溫度變化標準差分佈情形， 50m層位於冷丘外側大部分海域裡的標準差值都低於2°C，但在冷丘區內則較大(可達到2.5°C)，至於100m層則反之，冷丘區內溫度標準差值(小於1°C)反較外圍海域為小，這個特性表示： (1)冷丘區內海水密度分層較強(夏季當地混合層底部深度約在60m左右)，因此在冷丘區由內波運動引發的溫度波動幅度便會比外圍要相對較為強烈。 (2)冷丘區下層海水溫度均質性較高(所以溫度變化才會小)，表示冷海水來源一定頗為穩定與持續。

左圖、ODB氣候平均ADCP流場在冷丘附近海域之流速垂直剖面(摘自「戴昌鳳等(2014)臺灣區域海洋學」，U為向東流速分量、V為向北流速分量。左圖顯示：沿25.25°N剖面(冷丘中心平均位置之經度為122.125°E )，在122.3°E以東主要是東海黑潮的東北向海流，但在121.7°E以及122.1°E間，60m以上是東南向海流，而70m以下則為完全反向的西北向海流。

左上圖為A站底層海流(水深 209 m，儀器深189m)，左下圖為B站底層海流(水深229 m，儀器深209m)。

臺大海洋所過去在臺灣北部外海彭佳嶼與富貴角之間基隆海谷的長期海流觀測結果顯示，當地月平均底層海流終年均為流向西北，另外1994年夏季臺大海洋所在臺灣東北部鼻頭角與三貂角外海基隆海谷另一處地點所測的底層海流也是流向西北(如上圖，均已濾除潮汐運動)。KEEP計畫期間沿棉花峽谷南北兩側400m等深線附近曾佈放了共6站傳統式RCM4海流儀，觀測資料(記錄長度由41天至116天不等)發現，不論冬、夏各站共21組資料中有18組平均海流均為流往西南，而另外三組(位於棉花峽谷南側的同一站下層，當地等深線為西北－東南走向)則為流往東或東南。因此由這些觀測結果可推知，冷丘海域下層(60m以下)是一個順鐘向繞轉的反氣旋流場，而上層則是一個較弱的反鐘向繞轉的氣旋型流場，這樣的垂直流切對應冷丘中央重外圍輕的密度構造正好和熱風關係相吻合，說明冷丘環流具有地轉性。冷丘的成因和東海黑潮受地形影響發生偏轉的過程有關，而冷丘的範圍大小及形狀又會受到東海黑潮、臺灣海峽海流和浙閩沿岸流以及季風變化等所影響；大潮期強勁的潮流、內潮、內波、颱風及中尺度渦旋等也同樣會影響冷丘的表現，因為這些因素都可能造成冷丘的動力不平衡；故可推知冷丘變化具有多重時間尺度，其中較長尺度的季節性變化主要是與季節性的黑潮入侵有關。在季節內時間尺度上，由於黑潮的流速與流量會受到中尺度渦旋的影響，順鐘向反氣旋渦旋接觸到臺灣黑潮時會使後者向北流速及傳輸量均增加，因此可以強化冷丘，反之反鐘向氣旋渦旋則會不利於冷丘表現。至於潮汐週期尺度，由於臺灣北海岸半日潮型潮流甚強(平均流速可達1 m/s)，因此由潮程(tidal excursion)推估，冷丘每日水平橫移擺動距離約為20km；此外本地頻繁的內潮運動也會使等溫線以潮汐頻率上下移動，垂直位移可達40m，在適當狀況下內潮也會促成冷丘冷水露頭現象。 更多關於冷丘的內容可參閱「戴昌鳳等(2014)臺灣區域海洋學」一書第四章。

東海黑潮季節性入侵：由夏至冬，臺灣東北海域流況發生最大的轉變就是東海黑潮的上層海流會在東北季風起動後持續地向西偏移流到東海南部陸棚上，這個現象即是所謂的「東海黑潮季節性入侵」。下圖為1999年冬季衛星遙測月平均海面溫度圖，由圖可見由11月起，臺灣北部海域出現一塊向西凸出的舌狀暖水，並逐月向西北方向推移，這個現象即是反映東海黑潮入侵過程。秋、冬季時大陸沿岸的浙閩沿岸流主要是由低溫、低鹽的沖淡水所組成，相對而言黑潮上層海水則是高溫、高鹽，因此從衛星遙測海溫圖上可以很清楚地區分二者。由下圖可見1999年底的東海黑潮入侵事件大約是從11月開始，12月便很明顯，到2000年2月暖水邊界西伸最遠，3月則暖水開始東撤，4月隨臺灣海峽暖水勢力北伸增強，東海黑潮暖水邊界便已退到122°E以東。由衛星遙測海面溫度圖可看出季節性的東海黑潮入侵現象大約可以在臺灣北部海域持續維持將近4個月左右的時間。

(上圖)：臺灣附近衛星遙測月平均海面溫度(°C)分佈，由左至右由上而下分別為1999年11月至2000年4月(資料來源：ODB，臺灣海洋大學衛星遙測及浮游動物生態動力研究室提供)；(摘自「戴昌鳳等(2014)臺灣區域海洋學」)。

左圖：1989年2月下旬，海研一號196航次，基隆至彭佳嶼間(正切過東海黑潮入侵水與近岸水所形成的鋒面)測線上量測到的海水溫、鹽、密度垂直剖面分佈；(摘自「戴昌鳳等(2014)臺灣區域海洋學」)。

衛星遙測海面溫度分布只能讓我們看到海面的情形，然而海面下的狀況又如何呢？冬季期間由於風力強勁海況惡劣研究船往往無法作業，是以關於東海黑潮季節性入侵的水文現場觀測(尤其是隆冬期間)資料非常少；然而有幸的是在為數不多的資料中恰好有一組正切過東海黑潮入侵水與近岸水所形成鋒面的CTD觀測；上圖為1989年2月下旬正值東北風非常強勁時，海研一號在基隆至彭佳嶼間(剛好正切過東海黑潮入侵水與近岸水所形成的鋒面)所量測到的海水溫、鹽、密度垂直剖面分布。由該圖可見黑潮入侵主要是發生在上層(海面下50-90m內)的現象，在黑潮海流範圍內的海水鹽度垂直變化不大，分層主要是表現在溫度上，外側近岸海水則具有和浙閩沿岸水一樣的低溫、低鹽T-S特性曲線，溫度垂直變化不大，但鹽度卻呈現明顯的垂直分層構造；另方面在這兩種不同特性海水彼此範圍內之斜密層深度附近(σ_t 24.9左右，約50-60m深處)均可發現夾雜著對方來水的痕跡，顯示鋒區附近側向混合作用頻繁發生，再由上上圖之衛星遙測海面等溫線水平分佈情形(沿著臺灣北海岸近岸冷水之寬度向東南越來越窄)可知，低溫、低鹽的近岸冷水在沿臺灣北海岸向東南流動的同時，因側向混合作用會經由鋒區逸入高鹽暖水中，而高鹽暖水亦會經同樣過程逸入近岸水中，但因此時氣溫低於海溫，海面為散熱，故近岸海水溫度並不致增加但鹽度卻會因側向混合效應而增大，因而密度增大於是會在流動的同時逐漸下沈。另方面高鹽暖水則因匯入低鹽冷水後可以部份抵消降溫對密度的效應，因此仍可保持相對較輕而不下沈。

黑潮之向西入侵過程和東海南部以迄臺灣海峽北部之整體流況有密切關係。當臺灣海峽北流水旺盛時(如春、夏季時期)，由地轉效應知水位應是西低東高，沿臺灣西海岸線均為高水位，因此能阻擋住黑潮區的高水位向西擴張﹔但入秋東北風興起後，北流退縮，海峽北部整體流量轉為向南，水位便呈西高東低分佈，此時臺灣西海岸線水位下降，黑潮區之高水位便可引導外洋暖水向西入侵，並與東海南部陸棚上的冷海水形成顯著的熱鋒面構造。鋒面區之水流方向係與鋒線走向平行，此鋒面在接近臺灣海岸時其西側之冷水將受臺灣北岸影響而偏轉，因而形成流向東南方向的冷海流。驅動東海黑潮上層海流向西入侵東海陸棚的動力因素不外風力作用(直接與間接)、密度環境變化以及來自黑潮自己本身的變化等；玆分述如下：

(1)風力直接作用：東北風吹襲會使海洋上層產生往西北方向流的Ekman搬運，同時也會弱化黑潮垂直剖面等密面向西傾斜上揚的趨勢從而使黑潮上層海流減速，因此黑潮西側外緣海流就會比較容易受到近岸摩擦作用影響而趨向海岸流動。不過KEEP計畫期間海流觀測結果發現冬季東海黑潮入侵事件約比冬季風發作時間延遲一個月後才開始，但颱風(颱風中心未到之前亦為吹東北風)所引起的短暫性入侵現象則在颱風風力作用期間隨即發生，所以Ekman作用並不是絕對因素。

(2)風力間接作用：過去的觀測也發現臺灣海峽北流流量(會受東北風影響，東北風強時流量會小，反之則大)對於冷丘海域下層低溫高鹽(較高密度)海水向西伸展範圍會起規範作用，當前者流量小時後者西伸距離即會較遠，這是因為在東北風作用下臺灣海峽北流減弱，東岸水位下降、西岸水位則上昇，但臺灣東北海岸在東北風作用時水位反會上升，因此沿臺灣北海岸東高西低的水位坡度就會產生推動東海黑潮向陸棚西移的作用力，這種藉由冬季風壓抑臺灣海峽出流再影響到東海黑潮偏移的過程則屬於風力作用的間接效應。

(3)密度環境變化：當夏季風轉換為冬季風的同時也伴隨北方冷空氣南下，陸棚海水因此將發生季節性冷卻，促使當地海水降溫、密度增大，然後下沉並向外流出大陸斜坡，如此便可引發黑潮上層較暖較輕的海水向陸棚補償而形成入侵，這種由密度環境變化而產生的斜壓過程也是一種可能的效應，可部份解釋冬季黑潮會向陸棚淺水區移動的特性。

(4)黑潮自身變化：由於黑潮上層海水的密度結構在冬、夏時會有所不同(特別是在靠近臺灣東岸的黑潮左側邊緣的海水)，過去一些數值實驗發現這種差異會造成黑潮海流在通過宜蘭海脊後流軸偏角有所不同，因此會改變黑潮隨後與東海陸棚作用之行為，並有利於冬季入侵過程。另外也有一些模式實驗結果發現地區風對於黑潮入侵陸棚雖有幫助但並非驅動入侵事件的主因，主要因素為冬季冷卻效應改變了黑潮的密度以及流場結構，再進一步影響到黑潮碰撞東海大陸棚時的強度而導致入侵。近年也有學者根據SVP浮標觀測以及衛星高度計海面高度資料發現，東海黑潮流軸變動和北太平洋西傳的中尺度渦旋有關，當向西傳播的氣旋型渦旋與黑潮開始反應後，宜蘭海脊上的黑潮流量會變得較低，此時便容易發生黑潮入侵現象。他們以黑潮流軸向西偏移的距離為準將入侵現象分為兩種類型，觀察到入侵類型和東海黑潮流向與陸棚走向的交角有關，交角大易發生大型入侵，而發生大型入侵時又往往伴隨有較大型的氣旋型渦旋移近臺灣東部黑潮流域。以上這些效應均說明黑潮自身的變化也會影響到入侵行為。

東海冬季環流示意圖 (Coastal current：浙閩沿岸流；Taiwan-warm current：臺灣暖流；Mixed water from Yellow Sea：黃海混合水；Yellow Sea warm current：黃海暖流；Tsushima current：對馬海流)。 [摘自 郭炳火、林葵、左海濱、盧景明 (1987) 東海環流的某些特徵。黑潮調查研究論文集，15-32，海洋出版社，北京。]

東海流況：每年入秋後，東海黑潮開始季節性向西入侵，會在彭佳嶼以北形成一道向西凸出的暖舌構造，沿暖舌邊緣順鐘向流動的海流被大陸學界稱為「臺灣暖流」，對浙江沿岸的海洋環境相當重要，影響範圍甚至可遠達長江口外，上圖為大陸學者所繪之東海冬季環流流況示意圖 ，顯示臺灣暖流北上後與黃海混合水相匯，並成為黃海暖流以及對馬海流的上游。最近韓國學者根據SVP浮標以及水文觀測結果亦給出了東海以及黃海在冬、夏季之流況示意圖(如下圖)。綜言之，東海水文環境主要是受到(1)長江沖淡水、(2)東海黑潮、(3)蘇魯沿岸水、(4)臺灣海峽海流(大陸學者或亦稱此為臺灣暖流，韓國學者則稱為臺灣海峽貫穿流)、以及(5)浙閩沿岸水等主控。夏季長江為豐水期，在南風作用下，長江沖淡水在東海上向外海擴張的範圍較大，而臺灣海峽來水勢力也較強(流量大、流速快)，此時東海黑潮將不會向西入侵東海南部(颱風期間短暫入侵除外)，因此東海南部陸棚區流系主要是受臺灣海峽來水所形成的「臺灣暖流」所主控；冬季時，長江為枯水期，在北風作用下，長江沖淡水勢弱並向岸趨近，發展出沿大陸東南海岸南流的浙閩沿岸流，後者在冬季會盤據整個臺灣海峽北部海域，其間又有部份會沿臺灣海岸向北流出海峽，並沿臺灣北海岸向東南流；此時東海黑潮將發生季節性的入侵，在東海南部形成向西凸出的暖舌型態，東海南部陸棚上沿暖舌西側的順鐘向迴轉海流亦稱為「臺灣暖流」，但海水來源(源自黑潮)與夏季之「臺灣暖流」(源自南海來水)並不相同；冬季時東海南部陸棚區流況主要受浙閩沿岸流以及東海黑潮入侵海流所主控。

東海以及黃海冬、夏流況示意圖。 [摘自Lie H.-J. and C.-H,.  Cho (2016) Seasonal circulation patterns of the Yellow and East China Seas derived from satellite-tracked drifter trajectories and hydrographic observations. Progress in Oceanography, 146, 121-141. ]

CDW：長江沖淡水；CWC：濟州暖流； ECS：東海；EKB：黑潮東分支； JS：濟州海峽；KBCNT：臺灣北部黑潮分支；KBCWK：九州西部黑潮分支；KC：朝鮮沿岸流；KTS：對馬海峽；TAWC：臺灣暖流：TC：黃海橫貫流；TS：臺灣海峽；TST：臺灣海峽貫穿流；TWC：對馬暖流；WKB：黑潮西分支；WKC：西九州海流； YECS：黃海以及東海；YS：黃海；YSWC：黃海暖流。

(三)臺灣東部海域

黑潮是西菲律賓海內最重要的海流系統﹔早期的研究告訴我們，當西行的北赤道洋流遇到民答那峨島陸地阻擋時，一部份水將轉向南流形成民答那峨海流，另一部份則轉而沿群島東岸向北流動，這就是黑潮的起源。現在大家已經習慣將北太平洋的整個西方邊界流流系中每一段都泛稱為「黑潮」，但早期的定義並非如此。川合英夫(1972)在「黑潮と親潮の海況學」書中述及：「完整的黑潮流系是由呂宋海流、臺灣海流、狹義的黑潮、黑潮續流(Kuroshio Extension)以及北太平洋海流等海流所構成」。川合英夫所稱的「呂宋海流」即是呂宋島東側我們稱為「呂宋黑潮」的這一支北向海流，而「臺灣海流」是指(由鵝鑾鼻到蘇澳)臺灣東海岸外的「臺灣黑潮」，至於「狹義的黑潮」則是最原始定義的黑潮，指的是從臺灣東北部宜蘭海脊以北(蘇澳和琉球與那國島連線以北)沿沖繩海槽東海陸棚邊緣北上流至日本關東千葉縣犬吠埼海岬的這一段海流(犬吠埼以東稱為黑潮續流，再下游則是北太平洋海流)，我們稱為「東海黑潮」。因此「黑潮流系」是北太平洋整個西方邊界流流系的統稱，而「東海黑潮」是黑潮流系中(蘇澳－與那國島連線以北)沿東海大陸棚坡流動的這一段黑潮，至於東海黑潮上游的整段流系(蘇澳－與那國島連線以南)，包括呂宋黑潮、呂宋海峽黑潮分支、巴坦島黑潮分支、臺灣黑潮等則合稱為「黑潮源流」。

首先引述海軍大氣海洋局出版之航行指南一書(海軍大氣海洋局民國九十九年版航行指南 )，第一章1.3-2節中對臺灣黑潮的描述：「臺灣東海岸外，黑潮之主流極為顯著，流向北方，大致與海岸平行。夏季，在鵝鑾鼻至蘭嶼之間，黑潮之幅度，以東經121°10'為中線，廣25浬，中央流幅15浬，流速約3節，其外側流速顯著減低；在蘭嶼附近，流速約為1節。在蘭嶼東方約20浬處為起點，往東幅度約30浬，有流向東北之顯著流帶，其流速約為1至2節。此流之向北進行者，其幅度漸廣而流速則顯著減低，至宮古島之南方後並轉流向偏東。黑潮在北緯23°離岸約20浬，流速約2節，流之幅度達25浬，流向為北北東。在蘇澳港及與那國島之間，距離蘇澳港約20浬處，流之幅度約30浬，流速2節，流向為北北東至東北，流帶之內外分界極為明顯。臺灣東海岸近處，常可見迴流。在花蓮港與蘇澳港之間，距離海岸5浬以內，有偏向西南之迴流；又在鵝鑾鼻與臺東泊地之間，經常出現迴流。冬季黑潮，因受強烈東北季風逆向吹拂，流速較諸夏季者為弱。惟據資深船長報告，即使在東北季風連續吹颳之際，風力達八級以上，仍可測知流速在1節以上」。上段敘述文字中，節(knots)為速度單位，1節= 1浬/時= 1.852 km/hr= 0.514 m/s，而浬(nautical mile)則為海圖常用之長度單位，1浬= 1.852 km，所述之流速係指近海面流速，而近岸迴流則為下文將述及的「黑潮反流」。

臺灣東岸外臺灣海流上層(<300m)北向流體積通量，30m層之氣候平均海流，以及流幅寬度(粗實線)和主軸位置(粗虛線)。[摘自 Liang, W.-D., T.Y. Tang, Y.J. Yang, M.T. Ko, and W.-S. Chuang (2003) Upper-ocean currents around Taiwan. Deep-Sea Res. II, 50, 1085-1105. ]

 Liang et al. (2003)曾統計1991-2000年間船載ADCP歷史資料並給出臺灣附近流場的分佈圖(如上圖)，最近ODB將原先僅十年歷史資料的船載ADCP統計結果更新為廿年統計[由1991至2010年，參見海洋學門資料庫 (2011) 1985-2010年海洋資料圖集報告，國科會海洋學門資料庫出版。]，下圖即為ODB根據更新資料之重製結果，分別展示臺灣海流上層(<300m)北向流體積通量，30m層之氣候平均海流，流幅寬度和主軸位置，以及沿著臺灣東岸22°N、23°N、24°N、25°N等四條測線上根據廿年船載ADCP長期資料統計出之平均流速東西向與南北向流速分量的垂直剖面分佈情形；可明顯看出臺灣海流在蘭嶼南方之東西向垂直剖面上呈現雙核心構造，蘭嶼西側之海流核心流速較大但其深度(見圖上22°N剖面，121.6°E處之柱狀地形即為蘭嶼)則較東側海流為淺，二者在綠島以北(見圖上23°N以北剖面)合而為一且合成流之流速核心位置亦較趨近(花蓮)海岸。

ODB繪製沿臺灣東岸22°N、23°N、24°N、25°N四條測線上船載ADCP長期資料平均流速之東西向(U，向東為正)與南北向(V，向北為正)流速垂直剖面。  摘自：海洋學門資料庫 (2011)1985-2010年海洋資料圖集報告。

臺灣東岸外臺灣海流上層(<300m)北向海流流速剖面分布以及30m層之氣候平均海流流速向量(摘自「戴昌鳳等(2014)臺灣區域海洋學」)。

臺灣黑潮的流速、流軸、流幅與流量：Liang et al. (2003)以北向流速分量10 cm/s作為判別黑潮邊界位置之依據，統計分析指出臺灣海流流幅寬度約為170 km，最窄處為宜蘭海脊上由蘇澳至與那國島之間僅120 km；臺灣海流流軸(流速最大處)平均位置距離臺灣東海岸約20-50 km (以綠島附近距離最近)，流軸中心最大流速約為100-150 cm/s，不過蘭嶼附近東西向測線上之流速垂直剖面顯示臺灣海流具有雙核心構造(上二圖22°N剖面)，也就是說除了在蘭嶼與臺東海岸間有一支北向強流外，在蘭嶼東方也存在著一股(較弱的)北流，這兩支海流在耶雅瑪海脊南側的花蓮外海合而為一形成窄(約100 km寬，參見上二圖之24°N剖面，以40 cm/s流速區分)而強(100–150 cm/s)的強流，然後北上越過宜蘭海脊流往臺灣東北部海域，再循大陸棚緣地形轉為向東北流動的東海黑潮。1995–1996年WOCE計畫在臺灣東岸PCM-1測線(即沿宜蘭海脊，蘇澳－琉球與那國島一線)上的水文、長期錨碇海流儀觀測結果顯示，(垂直此測線的)臺灣黑潮平均流量為20.9±3.5 Sv，流量季節性變動並不明顯，主要變化是週期約100天的季節內震盪；一些研究人員經由分析衛星高度海水位異常與數值模式模擬結果推知，北太平洋向西傳的海洋渦旋在碰到臺灣黑潮發生交互作用可能是造成這種100天週期震盪的主因。此外，長期資料統計亦顯示冬季時臺灣黑潮之流軸路徑會較貼近臺灣東海岸，夏季則較遠離。

海洋渦旋影響：關於海洋渦旋以及颱風對臺灣黑潮的影響效應，目前對這方面的認知主要依賴數值模擬實驗，對於現象演變過程已有一些初步認識。基本上，氣旋型(反鐘向旋轉)海洋渦旋與反氣旋型(順鐘向旋轉)海洋渦旋二者和西方邊界流的相互作用不同，當尺度與西方邊界流寬度相當的渦旋西移接觸到強勁的西方邊界流後，不論氣旋型或反氣旋型渦旋，二者均會發生變形，變形時渦旋的水平流速分量便會產生雷諾應力(Reynolds stress)並對西方邊界流(北向流)之水平流切(current shear)做功，氣旋型渦旋經此過程會損失能量因而衰減(在接觸過程中因雙方流向相反，西方邊界流因而會損失部份流量)，另方面當氣旋型渦旋受西方邊界流牽引向北平流時，因科氏參數隨緯度遞增，由於位渦守恆效應因此氣旋型渦旋會因相對渦度減小而更形衰退；反之，反氣旋型渦旋則可從西方邊界流獲得能量，受西方邊界流向北牽引過程亦會加大相對渦度(動能密度增加)，不過反氣旋型渦旋在西移過程中會損失體積(因此在相互作用過程中西方邊界流流量會稍增大)因而減少總能量，總效應則是反氣旋型渦旋遇到西方邊界流後其存活期會較氣旋型渦旋長。臺灣東部由太平洋遠方傳來的低頻波動(或渦旋)十分活躍，因此臺灣黑潮變動度較大。

颱風效應影響： 臺灣東部海域有臺灣黑潮強流以及海岸、海脊與陸棚等不同幾何形狀的地形同時存在，颱風所引發的海洋反應和開放海域的情況會有很大的差異，且與颱風大小、移動速度以及路徑位置等均有密切關連，颱風除了會沿其中心通過路徑附近造成海水湧昇、冷尾跡(cold wake)、產生慣性流(inertial current)以及近慣性內波(nearly inertial internal wave)外，在颱風外圍也可能因地形阻擋效應而使受Ekman效應向颱風外圍搬運的上層海水發生堆積，從而改變陸棚上或近海岸附近海水的熱構造與水平分佈，繼而對當地流況亦會產生影響。例如莫拉克颱風期間，颱風風力作用所產生的慣性流與北向的臺灣黑潮流速疊加後，北向海流流速增大有利於驅動宜蘭海脊南方較深層之次表層海水遇橫亙的海脊地形可以爬昇得更高，隨後這些爬高的次表層海水流入臺灣東北部冷丘區(造成當地海溫便異常下降)，當颱風通過後異常驅動力消失，這些已異常爬昇抬高的次表層海水將因動力不平衡而下沈，此種調整過程造成上層海水渦管拉伸(vortex tube stretching)因而形成氣旋型的渦流，然後再隨著東海黑潮的牽引作用向北移走。由於地形以及臺灣黑潮的強流，颱風在臺灣東部以及附近海域所造成的海洋反應是非常複雜的過程。

黑潮反流：由上圖及上上圖之海流北向流速垂直剖面圖可看出，在臺灣黑潮主流的東西兩側，也就是在貼近臺灣東海岸100m以深(見上上圖之22°N、24°N與25°N斷面)以及123°E以東處均為南向的反流；後者即為本節一開始時所繪海流示意圖上所標示之花東海盆黑潮再循環環流(呈順鐘向方式迴轉)東側(為向南流)的部份。由上上圖看來循著臺灣東部海岸由北至南黑潮反流似乎並不是一道連續體(上上圖123°N斷面上未顯現，而24°N斷面上甚弱)，而是斷續出現在橫向海脊或地形(由南而北分別為臺東成功與綠島間海脊、宜蘭海脊、以及釣魚台附近的東海陸棚)的南側近岸海域，其產生機制或許和海流與地形的作用有關。臺灣黑潮上層海流在橫亙隆起地形的前方會開始向上爬昇，這種過程對於無足夠動力越過海底山嶺的下層海水將造成後者發生渦管拉昇的效應因而增加正渦度，另方面由於流速水平切變的關係，臺灣黑潮流軸西側為氣旋型流切(正渦度)，經由不同水層間的內摩擦作用也可以促使下層海水獲得正渦度；總之這兩種過程均有可能造成臺灣東部近岸會出現黑潮反流。臺灣東部海域海底地形複雜，加以季風效應、颱風作用以及不時有海洋渦旋移入或低頻波動作用，這些效應對於臺灣黑潮流況都會產生各種大小不一的影響，會使其流況變動性很大而益增整體現象的複雜度，各種作用機制的詳細過程仍有待未來更深入的研究。

最後引用Jan et al. (2015)文章中的一張圖(下圖)作為本小節之總結，這是在花蓮外海連續兩年共九個航次使用LADCP量測到的臺灣黑潮絕對流速垂直剖面分布，由該圖可見臺灣黑潮的變動性甚大，如與下游的東海黑潮相比，顯然臺灣黑潮還沒有發育「成熟」，還不是一道穩定的海流。

臺灣東岸KTV1測線(上圖)流速剖面分布(左圖，左為東西分量、右為南北分量)，觀測時間：(1)16–17 Sep 2012，(2) 7–8 Nov 2012，(3) 13–15 Nov 2012，(4) 25–27 Jun 2013，(5) 1–2 Oct 2013，(6) 24–25 Dec 2013，(7) 8–12 Mar 2014，(8) 4–6 Jul 2014，(9) 10–12 Sep 2014，圖上+號表示黑潮最大流速核心位置。 摘自Jan, S., Y.-J. Yang, J. Wang, M. Vigan, T.-H. Kuo, M.-D. Chiou, C.-S. Chern, M.-H. Chang,  H. Chien (2015) Large variability of the Kuroshio at 23.75°N east of Taiwan. JGR: Oceans, 120, 3, 1825-1840

(四)南海東北部海域(臺灣西南海域)

南海東北部海域，或稱臺灣西南海域，係指包括呂宋海峽以及位於後者以西和臺灣淺灘以南的南海東北部海盆，這塊海域裡海洋環流之季節性演變包括南海季風流、黑潮源流入侵南海、呂宋島西北方冷渦、南海東北部暖渦環流等等現象。早期苦於研究人力以及設備雙雙不足，我國在南海研究上並無太多投入，近廿年來則情況大有改善。在本小節中我們先從南海一般流況談起，繼而述說南海黑潮入侵、呂宋海峽黑潮支流、渦旋運動、南海深層環流、以及南海東北部環流場季節性變化特性、高頻運動等，對動力沒什麼興趣的讀者可以跳過許多小節，只看南海環流與南海東北部環流場二小節即可。

南海海底地形、地理環境：為便於以下說明起見，我們要先談一下南海的地形，因此就從科技部海洋學門資料庫所繪製之南海海底地形圖(左)開始，另外還有幾個地理名稱也要說明一下；首先，臺灣本島最南端與呂宋本島北端之間的海域正式名稱為「呂宋海峽，Luzon Strait」(而非本地民眾習稱的「巴士海峽」)，蘭嶼與巴坦島(Batan Islands)之間的水道才稱為「巴士海峽」(Bashi Channel)，巴坦群島與巴布煙群島(Babuyan Islands)之間的水道則稱為巴林塘海峽(Ballintang Channel)(見下圖)。由左圖可見南海海盆是一個相當封閉的碗狀地形，只有在南海東北部呂宋海峽一帶才有比較深的海溝與北太平洋西菲律賓海的深海連接。南海東南部在菲律賓巴拉望島南北兩頭雖有水道(北為民都祿海峽，Mindoro Strait；南為巴拉巴克海峽，Balabac Strait)與蘇祿海相通，但深度均較淺，二者中以民都祿海峽較深，但最深處水深僅約420m。南海南部，在中南半島與婆羅洲之間，則是廣闊且平坦的巽它陸棚(Sunda Shelf)，陸棚中央處有納土納島(Natuna Islands)(左圖)，位於納土納島南方，婆羅洲與蘇門答臘之間的水域則稱為卡里馬塔海峽(Karimata Strait)，是南海與爪哇海(Java Sea)之間的通道。

至於南海東北部的呂宋海峽內，則共有兩道南北走向的海脊地形，位於東側的是北從臺東縣成功鎮三仙台海岬開始、經綠島、蘭嶼、高台石、巴坦群島、南迄巴布煙群島、呂宋，由一連串的島嶼、海底山脈等隆起地形所組成的呂宋島弧，然而在呂宋島弧這道隆起地形中有一個比較深的隘口，那就是位於北呂宋海槽頂部附近、巴士海峽中高台石與巴坦群島最北端的雅米北島(Yami North Island)間的深溝(約2700m深)(見下圖海底地形)，這是南海與西菲律賓海之間最深的一條通道，也是太平洋深層水流入南海海盆的主要渠道；至於位於呂宋海峽西側的海脊則是由恆春向南延伸的恆春海脊，其尾端大約止於20.5°N附近；夏季時黑潮從巴林塘海峽流入呂宋海峽後便會沿著恆春海脊的東側北流至臺灣東岸外海。

南海東北部海域海底地形圖(左)(科技部海洋學門資料庫繪製)。

南海環流：在談南海東北部海域流況前，或許應先簡單說明一下南海環流。就地理環境來看，南海其實是一處被陸塊與島嶼所圍繞相當封閉的地中海(見上段南海地形圖)，其環流深受季風、地理環境及地形等因素影響，尤以季風更是驅動和維持南海環流最重要的動力因子。下圖為Fang et al. (1998)彙整前人研究結果所繪之南海環流示意圖，圖上顯示(1)南海東北部；黑潮由南而北通過呂宋海峽東側，有部份分支以順鐘向迴轉方式彎入南海，然後順臺灣西南海岸向東流出南海，形成「套流」(loop current)型態的流況，與此同時另外也有一些源自黑潮的海水流入南海(「南海黑潮分支」)；而在呂宋島西北外海則不分季節均存在著氣旋型環流(「呂宋西北氣旋型環流」以及「呂宋西北氣旋型渦流」)，冬季時環流範圍較大，夏季較小；(2)南海北部；廣東陸棚上的「廣東沿岸流」冬季流向西南，夏季則流向東北，顯然是受季風驅動造成的變化；此外，在東沙島附近還有一支東北向的海流，大陸學界稱為「南海暖流」；(3)南海西部：冬季沿著越南海岸會出現一支向南流動、速度非常快的沿岸海流，Fang et al. (1998)的示意圖上並未標示名稱，我們姑且將冬季「廣東沿岸流」下游的這支海流稱作「越南沿岸流」，夏季時「越南沿岸流」則為「廣東沿岸流」的上游但流速較弱；(4)南海南部：冬季時「越南沿岸流」南下流至巽它陸棚後分為兩支，在季風推動下一支繼續南下過赤道由卡里馬塔海峽流出南海進入爪哇海，另一支則在納土納島北方轉東離開巽它陸棚(稱為「納土納離開陸棚海流」)，此支海流重回南海海盆後會逆時鐘迴轉並在海盆內形成「南海南部氣旋型環流」；夏季時，在夏季偏南風驅動下，來自爪哇海的海水會經由卡里馬塔海峽北上過赤道後流入南海，其中從納土納島西側北上的海水成為「越南沿岸流」的上游，這股海流在越南中部大部份海水會偏離海岸轉向東流(「越南離岸流」)，「越南離岸流」在南海海盆中部又會再分流，其中一支持續流向東及東北再併入呂宋西北沿岸流北上，而另一支則順時鐘迴轉在南海海盆南部形成「南海南部反氣旋型環流」。南海北部與南部均有寬闊的陸棚地形，淺水區海水流動受風力直接驅動效應的影響甚大(大致為順風沿岸流動)，如果我們將注意力集中在南海的深海盆區，那麼由下圖之流況示意圖便可看出南海深海海盆內主要是受到一大一小兩個旋轉方向不同的環流所控制；冬季時，南海北部為一較小的反氣旋環流，深海盆其餘部份則為一個大的氣旋型環流；夏季期間，海盆南半部為一較大的反氣旋環流，北部則呈現為一較小的氣旋型環流。南海內海盆尺度的環流場為何會如此變化？這和南海的幾何形狀以與風場變化有密切的關係。

南海環流示意圖，(a)冬季，(b)夏季；圖中數字，1：黑潮，2：套流，3：南海黑潮分支，4：呂宋西北氣旋型環流，5：呂宋西北氣旋型渦流，6：呂宋西北沿岸流，7：南海暖流，8：廣東沿岸流，9：南海南部氣旋型環流，10：納土納離開陸棚海流，11：南海南部反氣旋型環流，12：越南離岸流。 [摘自Fang, G.-H., W.-D. Fang, Y. Fang and K. Wang (1998), A survey of studies on the South China Sea upper ocean circulation. Acta Oceanographica Taiwanica, 37(1), 1-16.]

(下列這幾段關於南海環流系統的文字主要是以說故事的方式寫給想唸物理海洋學且對海洋動力機制有興趣的同學們看的，閱讀這一小節前恐怕需要先行複習一下第六章「位渦守恆」相關的內容，否則很可能會越唸越糊塗讀不下去，如果對這些動力概念沒什麼興趣，就請直接跳到最後一段「南海東北部環流場」)。

南海的概念性模式(Conceptual model)：造成南海環流場季節性變化的動力過程可以用簡化的渦度(vorticity)(或角動量)收支觀點來作定性解釋(詳情可參閱Chern, C.-S. and J. Wang (2003) Numerical study of the upper-layer circulation in the South China Sea. J. Oceanogr., 59, 11-24. )。如果我們把整個南海海盆形狀簡化，大致想像成是由一個南北長而東西窄的盒子(如下圖)所構成，此盒子主要有三個開口，由北至南分別是臺灣海峽、呂宋海峽(為簡化計，以下討論將二者之大約緯度均視為20°N)以及南海與爪哇海交界的卡里馬塔海峽(約位於南緯5度左右，為簡化計假設為0度)。南海內部的環流場分佈特性與這幾個主要開口的進出流量變化有關。此外，南海海盆北半部在夏季期間風應力旋度(此值代表風應力在水平面上的迴轉情形，例如像颱風一樣的反鐘向迴轉則旋度為正，反之順鐘向迴轉則旋度為負)為正，冬季時只有在恆春海脊以西、臺灣西南的南海東北部部份海域以及廣東陸棚上風應力旋度為負，其餘海域則均為正(南海中、北部海域冬、夏季之多年平均風應力旋度水平分佈如下下圖)；至於南海海盆南半部之風應力旋度分布則更為簡單，大體上表現為夏季為負，冬季為正，與海盆北部正好大致相反。

南海的簡化模型：三個開口，(1)臺灣海峽(平均深度約60m)、(2)呂宋海峽，假設分成三層(上層400-500m，中層為由500m至2000m，下層則為2000m以下)、(3)卡里馬塔海峽(平均深度僅約30m)，圖上紅色順鐘向迴轉以及藍色逆鐘向迴轉之曲線則代表冬季之風應力旋度(如下圖)。

南海中、北部Qscat/NCEP十年衛星風場平均風應力旋度(N/m3)水平分佈，(左)冬季風期間(10月至3月)，(右)夏季風期間(6月至9月)。

由南海的地理環境知：(一)由於南海海盆南北夠長，例如在上述的盒子模型裡科氐參數f (f=2Ωsinφ)之南北差值和f本身為同數量級，因此β效應(β為科氏係數f對南北長度的變化率，β=∂f/∂y=2Ωcosφ/R，式中y代表往北之長度座標，Ω地球自轉角速度，φ緯度，R地球之半徑)對南海海盆尺度的環流場來說是不可忽略的因素；(二)再由β效應動力相似方面來看[假設南海與某中緯度海洋各自之(βL)/f比值為同數量級]，(β₁₅L₁₅)/f₁₅=(β₄₅L₄₅)/f₄₅，式中下標數字表示緯度，L為受β效應影響之運動的水平尺度，中緯度取45°N，南海則以南海中部15°N為代表，如此可得出L₁₅ = tan(15°) L₄₅ = 0.27 L₄₅，也就是說在β效應動力相似條件下，南海海盆約相當於是一個縮尺0.27倍的中緯度海洋，是以南海深海盆便是一個具體而微縮小比例尺的「大洋」海盆，所以我們可以用大洋環流的渦度平衡關係來探討南海環流；(三)造成南海環流場渦度變化的主要因素不外下列四種效應：(1)由盒子模型這三個主要開口流入或流出的行星渦度(Planetary vorticity)通量(也就是流量乘以當地之f)，(2)海面上風應力旋度所提供的渦度，(3)在開口邊界處，經由側向混合或擴散過程從洋流(如呂宋海峽黑潮)西側的水平流切獲得渦度，以及(4)經由摩擦作用耗損渦度。如果將渦度方程式對整個南海積分，那麼透過高斯定理就可以得知：控制整個南海海盆內環流的總渦度變化率之主要外力因素為：(1)南北開口行星渦度通量的差值，以及(2)風應力旋度乘以其作用面積。

卡里馬塔海峽ADCP觀測南北流速分量剖面以及海水體積通量變化(2007年12月至2008年11月[引自Susanto, R. D., Z. Wei, R. T. Adi, B. Fan, S. Li and G. Fang (2013) Observations of the Karimata Strait throughflow from December 2007 to November 2008. Acta Oceanologica Sinica, 32(5), 1-6.]

接著就看一下南海盒子模型三個主要開口的流量。三者中臺灣海峽平均深度約為60m，卡里馬塔海峽約30m，與二者相比呂宋海峽則又寬又深，流況又很複雜，不過我們大致可將呂宋海峽分為三層看待，上層由海面至400-500m (即相當於呂宋海峽黑潮厚度)，中層為由500m至2000m，下層則為2000m以下。由過去的文獻知，呂宋海峽下層的海流是持續流入南海，沒什麼季節性變化，不同研究者給出的流量範圍約在0.7-3.0 Sv之間(參閱下列「南海深層環流」小節)；呂宋海峽中層年平均流入南海的流量為1.1±0.2 Sv，冬季流量較大，夏季為少量流出南海；至於上層則季節性變化很大，不同的研究者給出的流量數值範圍很大(由0.5至10 Sv)迄今並無定論。臺灣海峽流量季節性變化也頗大，全年中，冬季風盛行時流量可從-0.11 Sv (向南流入南海)至0.02 Sv，夏季則流量為1.3-1.7 Sv(向北流出南海)。至於卡里馬塔海峽的流量，根據Susanto et al. (2013)的觀測結果(上圖)，冬季時為流出南海，最大流量約為-4.7 Sv，夏季時則為流入南海，最大流量約為2.6 Sv，大略推估平均流量約為：夏季1.5 Sv (流入南海)，冬季-3.0 Sv (流出南海)。

此外，夏季南海北部風應力旋度幾乎全為正，平均值之量級約為1×10^-7N/m³，冬季則在福建、廣東沿海一帶以及臺灣西南方外海有一小塊海域風應力旋度為負，而呂宋島西北角風應力旋度正值最大，將所有正值區域平均後平均值之量級亦約為1×10^-7N/m³，因此風應力旋度乘以作用面積(假設只考慮深海盆，面積大略為7×10¹¹m²)粗估為7×10⁴N/m。至於行星渦度通量差值方面，假設南海總水量保持平衡不變(即入流量恆等於出流量)，如此即可以直接用卡里馬塔海峽之流量Tk來推估南北開口行星渦度通量之差值△ζ，由於冬季時入流以及夏季時之出流均可假設為大約都發生在20°N (臺灣海峽南方開口以及呂宋海峽二者緯度相差不多)，如此可得出△ζ=ρTk×(f₀-f₂₀)，式中ρ為海水密度，可以用1000 kg/m³近似，f₂₀與f₀分別是20°N與0°N的f (0°N處f為零)，將相關數值代入(夏季Tk=1.5 Sv，冬季-3.0 Sv，f₂₀=5×10^-5rad/sec)後得到，△ζ=-7.5×10⁴N/m(夏季)，1.5×10⁵N/m(冬季)，由此可知行星渦度通量差值對於南海環流總渦度之貢獻絕不小於風應力旋度效應(7×10⁴N/m)。 

南海概念性模式流況

假設水深不變，從絕對渦度(即海流相對渦度ζ加行星渦度f)守恆關係即可預測南海環流狀況。冬季時(上圖左)，在南海北部海盆，風應力旋度為負處有利於發展出反氣旋環流(上層輻合效應使整個水柱渦管壓縮)，而在深海盆內其它風應力旋度為正的地方發展出氣旋環流(上層輻散效應使整個水柱渦管拉伸)，如此配置的流況會引導呂宋海峽黑潮由呂宋海峽(盒子模型的北口)沿氣旋環流與反氣旋環流之間向西貫入南海並循氣旋環流的西側向著西南流，另方面在東北風驅動下，沿著大陸海岸的陸棚區也會發展出順風南下的沿岸流隨著閩、粵海岸走向向西南流，這些南流水中有部份會再由卡里馬塔海峽(盒子模型的南口)流出南海，如此便形成一股由北而南貫穿南海海盆的南海貫穿流(The South China Sea through-flow)。當西南向的貫穿流通過海南島南方並順著越南海岸南下時，由於絕對渦度不變，而f卻向南一路減少，因此南下海流的相對渦度便會一路增加，初期南下海流對於增加的相對渦度尚可以用水平流切的方式來表現，也就是以近岸南流流速增強(而且會向南加速)而遠岸南流流速較弱(因此沿著越南海岸會呈現出噴流型態)的方式，即如前節SVP浮標統計結果顯示沿越南東側出現的南向噴流所示，但這種情況不可能無限維持，遲早在遠岸處會因流切太大而無法再維持為南流，此時(或在此之前)遠岸海流便會以曲率方式來表現相對渦度，也就是遠岸海流會脫離海岸轉向東流，續流往婆羅洲以及巴拉望島一帶再北上，如此即組成冬季南海海盆內的氣旋型主環流系統(南海南部氣旋型環流)，而貼近越南海岸的部份則屬貫穿流，會繼續順著風向通過卡里馬塔海峽流入爪哇海。值得注意的是上述之行星渦度通量以及風應力旋度效應二者所貢獻的是南海環流總渦度隨時間的變化率(冬季二者效應之量級相同)，因此可知當冬季風開始後，隨時間增加呂宋島、巴拉望島等西側之南海海盆內的氣旋型主環流(呂宋西北氣旋型環流，或又稱呂宋泠渦)會越來越強，同理位於南海東北部、尺度較小的反氣旋型副環流[即Fang et al. (1998)示意圖上所示之套流，後者會發展成獨立的反氣旋型環流，又稱南海東北部暖渦，其渦度變化率和風應力旋度成正比]也會越來越顯著。

至於夏季時的情形則如上圖右所示；由於風系改變且入流反向因此流況會與冬季不同，此時由卡里馬塔海峽北上的海流因f逐漸增大所以相對渦度會負得越來越多，初期海流尚可以用水平流切方式(北流流速往東減少)來表現相對渦度，但此時因夏季風會在越南東岸產生湧昇以及在岸外發展出氣旋型環流，而由呂宋島西南至越南南端一線東南側的海域風應力旋度亦轉為負，促使婆羅洲以北及巴拉望島以西的南海海盆東南部發展出反氣旋型的主環流，在此種流況配置下原先沿巽它陸棚、越南東南岸北上的貫穿流便會在12°N左右向東偏轉，隨後向東流至呂宋島西側再沿岸北上，這時冬季原先侷限在呂宋島西側、風應力旋度為正的海域則擴展到整個南海海盆北部，因此會使冬季呂宋島西北側的氣旋型環流區域面積更為向西、向北擴大發展，是以貫穿流將循氣旋型環流東側北上，再由呂宋海峽或臺灣海峽流出南海。另外廣東陸棚淺海區在夏季風吹掠下也會產生東北向的南海季風流，海面高度會呈西低東高，但南海海盆北部氣旋型環流的海面高度則為中心低而外圍高，在這種流況下可以預期沿著海南島到臺灣灘的陸棚坡緣附近海面高度必然會呈現脊狀隆起的高壓帶。此外，另需注意夏季時整個南海海盆的行星渦度通量差值係為負(伴隨海水流出南海，南海將不斷損失正渦度)，此效應在海盆東南與風應力旋度效應符號相同，但在海盆北部則相反，因此可預期位於海盆東南的反氣旋型環流將比其北方的氣旋型環流範圍要大且會較強一些。

上述的概念性模型雖然動力非常簡單，但大致已可解釋Fang et al (1998)示意圖中所示南海主要的流況。不過這個概念模型是基於水柱厚度不變的假設，但實際上海水是分層的，且南海入流與出流的水柱厚度有很大不同(卡里馬塔海峽與臺灣海峽分別約為30m以及60m，呂宋海峽黑潮水則可估為500m)，因此南海還會發生分層流體力學的選擇性抽汲(Selective withdrawal)問題。選擇性抽汲對於南海環流流況也會有修正作用，例如冬季從呂宋海峽入流厚度若為500m，而由卡里馬塔海峽出流為30m，縱使出流與入流流量相等，但出流發生在表層，因此南海整體平均的表層厚度便會不斷減少，由位渦守恆關係(Potential vorticity conservation)知，此時表層整體平均的相對渦度就會減小(如本身相對渦度為負就會負得更多)，反之位於表層之下至500m (此僅為假設值，需視入流水之真實狀況而定)之間的水柱則會因上層變薄產生的渦管拉伸效應而獲得相對渦度(如本身相對渦度為正就會正得更多)。夏季時出流與入流顛轉，因此選擇性抽汲作用產生的效應也跟著改變。總之實際物理必然比概念式的簡化模型要複雜很多，不過以簡單的渦度收支關係已可大致掌握到南海表層環流季節性變化的動力要素。

呂宋海峽黑潮支流：在本章第五節一開始簡介臺灣附近海流系統時，我們就說過呂宋黑潮在通過呂宋島東北角後會一分為二，一部份沿巴坦島海脊地形繼續北上，另部份(即呂宋海峽黑潮分支的源頭)則轉向西北經巴林塘海峽流進呂宋海峽，然後又順著恆春海脊地形轉向北北東方流往臺灣東岸。呂宋海峽南北長僅約300km，但其南北海底地形差異很大，南半部平均水深較深，北半部則有南北走向的恆春海脊隆起地形，如以恆春海脊地形南端為準，則大致可以用21°N作為南北分界線。下圖顯示呂宋海峽南、北兩段上，使用ODB網格化氣候平均海水密度場所估算出的地轉流北向流速沿不同緯度線上的垂直剖面分佈情形。如以0.1 m/s等流速線為準，則可見在20°N處呂宋海峽黑潮分支之深度約為350m，而在20.5°N -21°N處已向下發展到500-600m，隨後呂宋海峽黑潮分支在21°N遇到恆春海脊，在21.25°N剖面上其深度不變仍維持在500m左右，主流沿著海脊東側北上，此時在主流核心東方另一道海脊(呂宋島弧在巴坦島附近的隆起地形)附近也有另一支流核，後者即為上述沿巴坦海脊地形北上的巴坦島黑潮分支，續往北看在21.75°N處呂宋海峽黑潮分支深度減為400m，而在22°N處更減至小於400m(這是因為受到臺東成功－綠島海脊地形阻擋的緣故)；但位於東側的巴坦島黑潮分支卻已發展到達700m深。海流流速剖面不斷向更深處發展表示海流系統整體的動能仍在增加中，因此呂宋海峽黑潮分支在呂宋海峽南段隨緯度增大流速剖面深度逐漸向下加深的現象即表示黑潮源流在流出巴林塘海峽後並未達到平穩，而仍是處在發展過程中，那麼又是什麼原因提供能量來源呢？由於南海東北部上層海水為強分層，而源於呂宋黑潮的上層海水為弱分層，二者相遇後在水平面上將呈現出密度差異，這種差異其實就相當於位能，而經由地轉調整過程[geostrophic adjustment，參閱Cushman-Roisin, B. (1994) Introduction to Geophysical Fluid Dynamics. Prentice-Hall, Inc., Englewood Cliffs, New Jersey.]便可將位能轉為動能因而增強呂宋海峽黑潮支流流速，換言之這也相當是一種鋒生過程(frontogenesis)，會增強呂宋海峽黑潮分支的鋒面強度。至於呂宋海峽黑潮分支在呂宋海峽北段21.5°N以南深度不變則可能是受恆春海脊的地形隔絕，密度差異效應不再作用所致。至於22°N剖面上巴坦島黑潮分支深度增加的機制，一方面和呂宋海峽黑潮分支深度大於400m部份的海流在蘭嶼南方匯入有關，另方面或許和巴坦海脊附近內潮與內波效應會增強當地海水垂直混合作用可能也有關連(內波混合效應可使巴坦海脊附近上層海水溫度較低，因而也可增強上層之斜壓效應而使海流加速)。[以上摘錄自「戴昌鳳等(2014)臺灣區域海洋學」第四章]。

呂宋海峽南段，根據ODB氣候平均海水密度分佈資料估算之地轉流北向流速垂直剖面(參考層1000m，流速等值線單位為m/s)，橫軸為經度，底圖顏色表示海水位密度(單位為kg/m3)，由上而下由左而右各剖面之緯度分別為20°N，20.5°N，20.75°N以及21°N。

呂宋海峽北段，由上而下由左而右各剖面之緯度分別為21.25°N，21.5°N，21.75°N以及22°N [各圖均摘自「戴昌鳳等(2014)臺灣區域海洋學」]。

本節所稱的「呂宋海峽黑潮分支」和前段引用Fang et al. (1998)南海流況示意圖中所稱的「南海黑潮分支」是同一道海流，不過Fang et al. (1998)的夏季期間示意圖上將這股黑潮分支海流向西彎入南海海盆的程度誇大了一些。從「位渦守恆法則」(參閱第六章)理論知，黑潮支流在流出巴林塘海峽進入呂宋海峽後，其流軸應以略向西凸出之套流形態穿過呂宋海峽再接往恆春海脊，當黑潮支流的流速較強時，套流曲線較為平直，反之則會較為向西凸出；此外，黑潮支流在流出巴林塘海峽時的角度亦會影響到黑潮套流流軸所呈現的曲線型態[詳見「王冑、陳慶生(2000)對黑潮入侵南海過程的一些觀察與看法，臺灣海洋學刊，38，129-151]。另方面沿黑潮鋒區兩側海水層化程度的差異也會對套流型態產生間接影響，例如上述呂宋海峽南段黑潮(由於鋒區兩側東西向密度差異)在不斷加速中，是以這種情形下就不易形成顯著的套流；然而如果有某些因素(例如季風，或是渦旋等)能夠使巴林塘海峽流出的黑潮支流減速(或流向偏西)，那麼我們便可預期後者在進入呂宋海峽後會以大彎曲的方式偏入南海海盆，甚至形成入侵(見下段)。

南海黑潮入侵：冬季時黑潮源流入侵南海是個很重要的過程，上述的簡易概念模型僅預設冬季上層海水會從呂宋海峽附近源源不斷地流入南海，但這些海水為什麼要流入南海？以及以什麼方式流入南海？這些問題靠概念模型並無法回答。Caruso et al. (2006) [Caruso, M. J., G. G. Gawarkiewicz, and R. C. Beardsley (2006), Interannual variability of the Kuroshio intrusion in the South China Sea. J. Oceanogr., 62, 4, 559-575.] 根據衛星海溫與衛星高度計歷史資料統計，將呂宋海峽黑潮支流入侵南海的行為歸納為四種型態(下圖)，其中第一型(下圖黑實線所示，灰實線為黑潮主軸平均位置)為位於恆春海脊南方的黑潮主軸稍偏向西移動，因此黑潮主軸西側有部份水流便會被恆春海脊西側地形導引而北上(不妨把恆春海脊想像成一把刀的刀鋒，原先黑潮只是從刀鋒的東方北上，現在黑潮往西偏了，於是便會被刀鋒劈成兩半)，再順著臺灣西南以及臺灣灘陸棚坡緣地形轉向西南流往東沙台地一帶；第二型(下圖短虛線所示)為黑潮支流從恆春海脊南方以反氣旋方式流進南海再轉向東從臺灣南端流出(這就是套流型式)；第三型(下圖長虛線所示)為從第二型演變脫落成為反氣旋型渦旋；第四型(下圖細實線所示)則為呂宋海峽黑潮支流由海峽北段入侵南海。Caruso et al. (2006)的統計結果顯示南海黑潮入侵行為多為二、三型，但有些年份則會發生一、四型的入侵型式。可是仍然沒能說明南海黑潮入侵主要是由什麼原因造成的。

呂宋海峽黑潮入侵示意圖(摘自Caruso et al. 2006)。

早在1978年G.T. Csanady [Csanady, G.T. (1978) Wind effects on surface to bottom fronts., J. Geophys. Res., 83, C9, 4366-4640.]即指出：「若風向與海洋鋒面走向平行且與密度較小一側水層之流向相反，則Ekman效應可以弱化鋒面強度，反之則強化」。是以冬季東北季風會弱化呂宋海峽黑潮鋒面強度(使流速減弱)，因此就容易發展出較大曲率半徑向西凸出的套流型態流況，另方面東北季風所產生的Ekman搬運也可以促使黑潮源流流軸整體向西平移偏入南海，這些移入的海水在南海東北部因水流輻合堆積(沿陸棚坡緣陡地形不均勻可造成Ekman搬運分佈不均勻，另外如風應力旋度為負，二者均可造成水流輻合)便會發展成為南海東北部暖渦。然而實際發展過程並不可能如理想情況這麼單純，由於呂宋冷渦的強度對於呂宋海峽黑潮支流的流速結構會造成影響，對於後者入侵南海過程當然就會扮演重要的角色，因此如果呂宋冷渦夠強夠大(指其向北擴張的範圍)，那麼黑潮便不容易在恆春海脊以南侵入南海，而只能從呂宋海峽北段小量偏入(沒有足夠的南北距離就無法形成大型彎曲，加以恆春海脊海底隆起地形的阻擋影響，故能橫越過高地的流量必然有限)，反之若呂宋冷渦的北向範圍較小，那麼呂宋海峽黑潮便能有機會從呂宋海峽南段以大彎曲套流方式進入南海，這樣就有可能會形成比較大規模的入侵現象。然而又是什麼因素來決定呂宋冷渦的強弱與大小呢？呂宋冷渦和呂宋島西側的風應力旋度變化息息相關，因此其勢力當然和入侵事件發生前一段頗長時間內呂宋島西側的風應力旋度對時間的累積量(呂宋冷渦相對渦度的時間變化率與風應力旋度成正比，因此相對渦度就會正比於風應力旋度對時間的積分)有密切的關係。此外當發生上圖之二、三型流況時，呂宋冷渦扮演的角色為何? 顯然在套流流軸東南方應當是氣旋型彎曲的流況(是否當時根本就已發展成了氣旋型渦旋?)，這會是由海流不穩定度所造成的現象嗎？有無可能彼此共伴形成雙極渦旋(dipole eddy)再順著背景大環流西傳? 或是發生在黑潮源流的中尺度不穩定現象才是促成南海黑潮入侵的關鍵?總之從海洋動力過程上可以作出一大堆猜想，但目前均尚無很好的解答。

渦旋運動：近年隨著SVP浮標觀測以及各種衛星遙測資料的大量積累，使我們對南海東北部海流場的變化行為能有更深入的認識，例如從SVP浮標資料的統計知，沿著呂宋海峽黑潮主流附近(特別是其西側之南海東北部海域以及呂宋海峽在21°N以南的南段)海流擾動能量甚強(遠大於除越南東南岸外的南海內部其它海域)，表示對南海的低頻運動而言呂宋海峽黑潮流域顯然是一個重要的造波區，這些低頻擾動對於南海海盆內大尺度環流場之渦度平衡也有其貢獻，當黑潮源流初流入呂宋海峽時在其西側為呂宋島西北側呂宋低壓氣旋環流北上的海流，在這兩股平行北上的海流流軸之間的水域裡，海流水平流切由西至東是從負渦度到正渦度，因此若有低頻擾動存在則擾動所產生之東流或西流經平均後便會產生負的渦度通量，也就是東流會將負渦度帶出南海，西流則將正渦度帶入南海，綜合效應當然就是呂宋海峽黑潮可以藉由渦動擴散效應將正渦度傳送給南海環流，特別是位於呂宋島西北側的呂宋低壓環流(呂宋泠渦)必然受益良多。不過又是什麼因素造成擾動變化呢？當然不外乎黑潮源流本身的不穩定、北太平洋西傳的波動、渦旋以及風力變化作用等等效應；例如郭怡君 (2013)以數值實驗探討海洋渦旋與呂宋海峽黑潮分支的相互作用情況發現：當中尺度低壓渦旋接近呂宋島東北側時，呂宋黑潮的一部份海流將會向東繞過低壓渦旋，此時進入呂宋海峽內的呂宋海峽黑潮分支的流量便會減少，流速大減、流向偏西但流幅增大，在β效應下呂宋海峽黑潮會形成向西凸出的套流型態。然而若低壓渦旋的強度較弱則呂宋海峽黑潮的變化便不顯著[參閱 郭怡君 (2013) 臺灣附近海域對西行颱風通過反應之數值模擬研究。國立臺灣大學理院海洋研究所博士論文，1-109。]。至於風力作用如何促使呂宋海峽黑潮產生波動或渦旋，這部份主要文獻多著重在探討冬季風與黑潮入侵現象，不過1994年葛拉絲(Gladys，9420)颱風(在呂宋海峽產生頗強的偏西至西北風)通過後，在南海東北部之海洋調查即發現沿著呂宋海峽黑潮主流西側出現波狀構造流況(如下圖)。又，黑潮入侵現象本身也會是一個造波過程，郭景松等(2013)[郭景松、胡筱敏、袁業立 (2005) 利用衛星高度計資料對臺灣海峽流量變化的診斷分析。海洋科學進展，23， 1，20-26]根據SVP浮標資料分析指出，冬季南海黑潮套流僅發生在恆春海脊西側的臺灣西南海域，黑潮套流演變成脫落渦旋後即會以約10 cm/s的速度向西移動。

1994年8月28日至9月10日南海北部動力高度分佈，20m相對於800m。

此外，一般討論季節風風應力對南海環流場的影響效應時往往忽視了一個重要的因素，那就是風場短期(月內)變動的影響。事實上季風縱使再強大再穩定也不可能永遠保持持續不變，以南海北部的冬季風為例，其風力強弱會隨冷鋒通過或是大陸高氣壓中心移動出海而大致有7-10天的週期變化，從冷鋒通過前的和風徐徐到冷鋒通過後的強風疾疾，不同時期作用到海洋的風應力大小差異就會區別甚大，因此從海洋動力學的角度有必要將海洋對冬季風風力作用發生反應的過程區分為受力期(forced period)以及鬆弛期(relaxation period)兩個階段分別看待。這點在解釋船測海洋資料氣候統計特性時尤其重要，必需留意研究船作業往往會受到海況限制的事實，這個因素有可能造成船測海洋資料統計值呈現系統性偏差(bias)。Chao et al. (1995)[Chao, S.-Y., P.-T. Shaw and J. Wang (1995)Wind relaxation as a possible cause of the South China Sea Warm Current, J. Oceanogr., 51, 111-132.]就提出冬季風在南海廣東陸棚上的施力與鬆弛是一種可能造成冬季南海暖流現象的的動力機制，其模式結果顯示在冬季風強力作用時，因風力效應南海西北部會發生增水形成高壓積聚位能，當風力和緩時經由地轉調整這些位能釋放成動能而在廣東陸棚上發展出東北向的南海暖流。從這樣的觀點同理也可預期冬季風風應力旋度短期(月內)變動對於呂宋冷渦、南海黑潮入侵以及南海東北部暖渦等也會造成影響，特別是後者在受力期將會不斷累積位能，而在鬆弛期則釋放出多餘的動能而以低頻波動或是在海洋上層形成反氣旋型渦旋運動形式順著地形走向在南海海盆內傳播或移動，因此在冬季風變動性風力作用下南海東北部暖渦的生成機制也會是一種造波機制，會在臺灣西南外海的南海東北部造波，生成低頻波動或渦旋。

根據1993-2000年間SSHA資料待出之南海內部渦旋生成位置分佈圖，圖中空心圓符號表示氣旋型渦旋，星號符號則為氣旋型渦旋。[摘自Wang, G., J. Su and P. C. Chu (2003) Mesoscale eddies in the South China Sea observed with altimeter data, Geophys. Res. Lett., 30(21)：2121, doi:10.1029/2003GL018532]

由於Ekman效應的時間尺度僅為一個慣性週期(南海中部慣性週期約為40小時)，對於長週期(例如月或數周)的海洋運動而言，這些運動對風應力之反應可以視為幾乎是瞬時的，但它們與風應力旋度間則有相位差與頻率響應問題，這是因為流場渦度之增加率正比於風應力旋度，故其渦度將正比於風應力旋度對時間積分，但對時間積分又相當於對頻率域做低通過濾，因此流場渦度和低頻變化之風應力旋度成份間關係便會較好，與風應力旋度本身反倒未必會有良好的統計關係。Liang et al. (2003)[Liang, W.-D., T.Y. Tang, Y.J. Yang, M.T. Ko, and W.-S. Chuang (2003) Upper-ocean currents around Taiwan. Deep-Sea Res. II, 50：1085-1105.]統計分析在呂宋海峽的ADCP錨碇觀測資料，發現上層海流流速變化和當地風力變化間相關度不佳，或許便和這些效應有關。 對於相同水平尺度之海水運動而言，β效應在低緯度海域的影響力會比在中緯度海域重要得多，因此從地球物理流體力學的角度綜言之，南海就是一個縮尺的大洋海盆，可以應用大洋環流理論，諸如Sverdrup搬運以及西方強化效應等機制來解釋發生在南海海盆內的海流系統，是以沿著越南陸棚坡緣地形向南流動的海流就是南海海盆裡的西方邊界流。另方面，南海亦常出現中尺度海洋渦旋，上圖為Wang et al. (2003)[Wang, G., J. Su and P. C. Chu (2003) Mesoscale eddies in the South China Sea observed with altimeter data, Geophys. Res. Lett., 30(21)：2121, doi:10.1029/2003GL018532.]根據衛星量測海面高度異常(Sea Surface Height Anomaly，SSHA)資料得出之南海內部1993-2000年間共86個海洋渦旋生成位置的分佈圖(總計反氣旋型渦旋58個，氣旋型渦旋28個)，而南海海盆東北部海域(上圖中之Z1區)正是反氣旋型海洋渦旋的好發區(Z1區反氣旋渦旋個數：氣旋渦旋個數=13：1；而Z2、Z3與Z4則分別為18:13、9:2以及18:12)，Z1區這13個反氣旋渦旋中有10個都發生在東北季風期間，這些發生在Z1區的渦旋其水平尺度與生命期(與其它海域相比)均較小，向西移動不久即會減弱或消失，故其生命期間內活動範圍多侷限在東沙島以東的海域。看到這些數據不免會引起一些動力聯想，反氣旋渦旋會攜帶負渦度以及上層暖海水，消散是否意味其攜帶的渦度以及水量會沿著南海海盆西北部陸棚坡緣助長某種高壓環流系統的成長(如沿著海盆陸棚坡緣的高壓脊)，從而也成為推動南海暖流的一種效應？再者，如前述之海流能譜圖也說明南海海盆內低頻率波動能量密度很大，因此中尺度海洋渦旋與低頻率波動都是南海內不可忽視的運動成份。未來隨著衛星遙測技術發展以及觀測工具進步，對於這些低頻率運動的觀測資料將會越來越多，屆時可望能更細緻地掌握它們的動力、運動與變化行為。

南海深層環流：南海是一個四週被東亞大陸以及島鍊陸地所圍繞，相當封閉的深海盆(最深處可達4000m以上)，朱祖佑教授最早注意到南海深層海水來源的問題，他在1972年時即指出南海中、下層水溫在13°C以下的海水只可能源自於西北太平洋經由呂宋海峽流入南海，且南海屬熱帶海域，表層海溫高因此熱會向下擴散，但深層海溫能保持相當穩定表示一定要有源源不斷的冷水流入南海才能維持，然而深層海水流入南海的流量大小以及在南海海盆深層如何流動等在當時都是未知的問題。 Wang (1986)[Wang, J. (1986) Observation of abyssal flows in the northern South China Sea, Acta Oceanogr. Taiwan., 16, 36–45.]使用南海北部、呂宋海峽以及巴士海峽(即蘭嶼與菲律賓巴坦群島最北之雅米島之間)一帶CTD深水(盡可能上放至貼近海底)溫鹽調查資料以及根據Henry Stommel 1958年的深海環流理論[Stommel, H. (1958) The abyssal circulation. Deep-Sea Res., 5, 80-82.]，經由深層海水熱平衡(向下擴散的熱量與向上垂直湧昇的熱通量相平衡)關係，如此即可從海水溫度垂直剖面資料推估出平均湧昇速度，然後再乘以海盆面積即可更進一步估算經由巴士海峽流進南海的深層海水流量(估出值為0.7 Sv)。隨後許多研究者亦接續探討這項課題，雖然各自推估出的流量不同(數值範圍約在0.7-3.0 Sv之間)，但一致認為呂宋海峽下層的海流是持續流入南海，並沒什麼季節性變化。下左圖為臺大海洋所執行KUDEX計畫時在巴士海峽D1錨碇站(位置參見下右圖)佈放的深水型RCM-7海流儀經低通過濾後的海流流速資料，記錄時間為2000年9月20日至2001年5月21日，當地水深2530m，二組儀器佈放深度分別為海面下1685m以及2185m；從該圖流矢時序資料可見下層海流(深度為距海底345m)的流向確實變化不大，絕大多數時間均為向西南流入呂宋海峽轉進南海，但上層(深度為距海底845m)則以北北東向流往太平洋為優勢。

巴士海峽D1站(見右圖)海面下1685m以及2185m低通海流流矢圖。2000年9月20日至2001年5月21日，當地水深2530m。

KUDEX計畫所佈放之部份錨碇站分佈圖，D1為RCM-7深水錨碇站，底圖為海底地形等深線，間距為500m。

至於什麼原因造成南海深海海水會持續維持湧昇呢? 一個自然的想法便是和風應力旋度有關，當風應力旋度為正時所產生的Ekman吸汲作用[Ekman pumping，參閱Cushman-Roisin, B. (1994) Introduction to Geophysical Fluid Dynamics. Prentice-Hall, Inc., Englewood Cliffs, New Jersey.]會造成深層海水渦管拉伸，因而促使全水深(即由海面垂直積分至海底)發展出氣旋型的環流系統，後者在近底部因海底摩擦力效應亦會使海流向環流中心偏轉，因而海水柱可以從接近海底的Ekman層開始一直到上層均呈現湧昇狀況。由南海之風應力旋度分布圖可見，南海深海盆內全年平均之風應力旋度應為正值，因此可以持續維持深層海水湧昇，這個效應也促使南海東北部的海洋表層保持強烈分層，對於呂宋海峽黑潮之發展過程以及後者套流流徑之曲率半徑大小都具有相當關鍵的作用。 由Sverdrup關係(參閱Cushman-Roisin 1994，p112)知，湧昇運動將對深層海水產生的渦管拉伸作用會使深層海水因相對渦度增加而整體往北流動，藉助大洋環流西方強化(westward intensification)理論同樣的道理，這些北流水在遭遇海盆北方側壁(臺灣灘南側以迄東沙一帶)時將轉向西流，然後沿著海盆西側廣東陸棚坡緣形成南下的西方邊界流，進而使南海海盆內呈現氣旋型深層環流。下圖為Wang et al. (2011)[Wang, G., S.‐P. Xie, T. Qu, and R. X. Huang (2011), Deep South China Sea circulation, Geophys. Res. Lett., 38, L05601, doi:10.1029/2010GL046626.]根據歷史水文資料估算之南海海盆內海面下2400m至海底間垂直平均地轉流的流速分佈情形，深層海水流速雖弱，仍呈現氣旋型環流流況。

Wang et al. (2011)估算之南海海盆內海下2400m至海底間垂直平圴之地轉流流速分佈，圖中紅點表示3000m處氧含量超過2.15 mL/L之點位。 [摘自Wang, G., S.‐P. Xie, T. Qu, and R. X. Huang (2011), Deep South China Sea circulation, Geophys. Res. Lett., 38, L05601, doi:10.1029/2010GL046626.]

南海東北部環流場：南海東北部是指呂宋海峽及其西側、臺灣西南海岸以及臺灣淺灘連線以南的南海東北部海盆，這塊海域裡海洋環流季節性演變包括了南海季風流、黑潮源流入侵南海、呂宋島西北方冷渦、南海東北部暖渦環流等等現象。在本節一開頭我們就曾述及呂宋黑潮通過呂宋島東北角後會一分為二，一部份沿巴坦島海脊地形繼續北上，另部份(即呂宋海峽黑潮分支的源頭)則轉向西北經巴林塘海峽流進呂宋海峽，然後又順著恆春海脊地形轉向北北東方流往臺灣東岸。以下為ODB由多年SVP浮標資料統計得出之南海東北部與附近海域春、夏、秋、冬季平均流速向量圖，我們就根據這些平均圖來描述流況。

春季：位於東沙與臺灣間的南海東北部暖渦系統將會裂解為東西兩部份，東側部份逐漸縮小，之後隨著呂宋島西北側氣旋型冷渦(呂宋冷渦)向北擴張，縮小後的南海東北部暖渦在春末或是初夏時會退化成套流型態再向東退出南海，而西側部份則可能在東沙島附近滯留或再沿廣東陸棚坡緣向西南移動，而環流範圍亦將逐漸縮小。春季時臺灣海峽北向流開始增強，初春時流入澎湖水道的海水主要仍是源於南海東北部暖渦環流系統，是冬季入侵的黑潮源流的間接產物。春末夏初季風轉換期間(即臺灣梅雨季的前半期)，南海東北部以及呂宋海峽仍不時會出現短暫的強東北風事件(梅雨鋒面通過時，約持續一至二日左右)，此時來自呂宋海峽的海水(包括由呂宋冷渦以及呈套流型態的黑潮源流所帶來的海水)也有可能循恆春海脊西側以及高屏海岸直接流入臺灣海峽。左圖為由多年SVP浮標資料統計所得出之春季(3-5月)平均流速向量[摘自「戴昌鳳等(2014)臺灣區域海洋學」]。

夏季：南海東北部大部份海域將逐漸被呂宋冷渦向北擴張後形成的氣旋型大環流場所控制，此氣旋型環流所伴隨較強分層的上層海水，與呂宋海峽黑潮支流帶來的弱分層上層海水相遇，二者在水平面上的密度差異經由地轉調整效應會使黑潮源流上層海流加速(海流慣性加大)，如此則套流的曲率半徑也將增大，是以呂宋海峽黑潮支流流軸就會不容易偏入南海。另方面在夏季風驅動下，沿著呂宋島西側以及在廣東陸棚上將發展出東北向的南海季風流，源自於廣東陸棚的南海季風流會沿著陸棚走向一路流向東北方，經過東沙台地以及繞過臺灣灘南緣後再轉入澎湖水道，此時高雄、屏東沿海東南向海流並不明顯。左圖為由多年SVP浮標資料統計所得出之夏季(6-8月)平均流速向量[摘自「戴昌鳳等(2014)臺灣區域海洋學」]。

秋季：隨著季風轉換從臺灣灘西側以南以迄海南島的廣東陸棚區均轉為西南向的海流，此時呂宋海峽黑潮支流在呂宋海峽北段21°N至22°N間發生的變化特別值得注意。夏季時黑潮支流在呂宋海峽21°N緯線上的西邊界位置約在121°E附近，但秋季則會西移半個經度到達120.5°E，此外夏季西北向的黑潮支流大約是在(121°E，20.5°N)處即轉為向北，但秋季則此轉向點西移半個經度以及北移約一個緯度到達(120.5°E，21.5°N)處，另外在臺灣西南方以(120.25°E，20.5°N)為中心已出現一個直徑不到100km、不甚明顯的反氣旋順鐘向旋轉渦旋(或是套流型態)的流況；此外，在南海東北部120°E以西、20°N以北範圍內也從夏季時的偏東流轉為偏西流。呂宋海峽黑潮分支向西偏移入侵南海北部的現象與東北風作用有關。左圖為由多年SVP浮標資料統計得出之秋季(9-11月)平均流速向量[摘自「戴昌鳳等(2014)臺灣區域海洋學」]。

冬季：在東北風驅動下，呂宋海峽黑潮分支穿越巴林塘海峽後會偏向西北彎進南海東北部(這種情形稱為黑潮入侵)，使得來自黑潮源流的上層海水經恆春海脊南方(20°N至21°N間)流入南海，入侵海水到達118°E附近(即東沙台地東方時又分為南、北兩支，其中南支將循廣東陸棚邊緣流向西南，而北支則在東沙與臺灣間水域以順鐘向方式迴轉，流向先由西北轉北，再轉東北以及東，形成一個直徑約200km左右的反氣旋型暖心環流系統(南海東北部暖渦)。此時位於臺灣灘東南側向東北流以及向東流的海流便是位於這個暖心環流的西北與北側部份，這些東流的暖海水在抵達高雄外海時又再分支，其中一部份水轉向東南，而另一小部份水則頂風北上流向澎湖水道，隨後在澎湖群島以南的臺灣灘東北部反鐘向旋轉，形成一個直徑約100km左右的氣旋型環流。冬季時出現在高雄、屏東外海的東南向海流即為暖心環流的東北側部份，臺灣西南外海在冬季仍能維持相當高海溫即與此暖心環流有關。 左圖為由多年SVP浮標資料統計得出之冬季(12-2月)平均流速向量[摘自「戴昌鳳等(2014)臺灣區域海洋學」]。

結合歷史溫、鹽以及海流觀測資料 ，我們可以繪出南海東北部以及呂宋海峽上層海流夏、冬流況示意圖(如下圖)。

南海東北部以及呂宋海峽上層海流流況示意圖，(左)夏季、(右)冬季(藍色：黑潮源流海水、紅色：南海北部海水、黑色：大陸沿岸海水。[摘自「戴昌鳳等(2014)臺灣區域海洋學」]。

高頻運動： 南海海盆內海水真正的運動形態比上述當然要複雜得太多，海流運動的頻率組成更是豐富，我們就舉實測資料為例來說明一些高頻運動現象。1998年南海季風實驗計畫(South China Sea Monsoon Experiment, SCSMEX)期間(由1998年4月至1999年4月)，臺灣大學海洋研究所唐存勇教授曾在南海中部海域施放了一組懸掛了上視式ADCP海流儀的錨碇系統(錨碇位置見下右圖標注SCS-1處)，執行期間作業人員每隔半年搭研究船赴現場更換、保養錨碇系統一次，共獲得了兩組每組長約為半年的海流流速剖面資料(每小時一筆，第一次使用的是Narrow Band ADCP，資料範圍為從水下60m至370m，第二次使用Broad Band ADCP，資料範圍則為從水下30m至290m。各深度平均海流流速不論冬、夏其數值均不大，但夏季時各深度之平均海流流速明顯較冬季為小，夏季時淺於300m的平均海流流向會由60m處之正東偏南一點，隨水深增加流向逐漸轉變為正東、東北東、東北、乃至於到300m處為北北東，呈現出流向隨水深增加而反鐘向偏轉的情形；至於冬季時，由30m至290m平均海流流向則由西南轉至正西，呈現出流向隨水深增加而順鐘向偏轉的情形。此外，不論冬、夏各深度之流速分量均方根偏差值均隨水深增加而遞減，但冬季時各深度流速分量均方根偏差值均較夏季時各相同深度處為大。流速分量均方根偏差值以及最大流速數值所反映的是變動性海流的強度，因此可以推斷冬季時通過觀測點之海流擾動強度或能量大小明顯要比夏季時為大。下左圖為該站夏、冬兩季不同深度之海流流花圖(Current Rose)，是以百分比頻數方式呈現海流流速、流向的聯合機率分佈。

臺大海洋研究所唐存勇教授於1998年4月至1999年4月期間在南海中部海域SCS-1施放之上視式ADCP海流儀(位置如上圖)海流流花圖(左)，(左圖左)夏季：60m (上)與300m (下)，(左圖右)冬季：30m (上)與290m (下)。

SCS-1海流旋轉能譜，(左圖左)夏季：60m (上)與300m (下)，(左圖右)冬季：30m (上)與290m (下)。

物理海洋學傳統分析週期性波動海流訊號時，會將海流流速向量的端點按時間連成曲線，後者常呈現為迴轉的橢圓曲線，此曲線稱為流徑圖(hodograph)。這種迴轉橢圓曲線也可以拆解成為由兩個長度不等且旋轉方向亦不同(一為順時鐘方向旋轉，定其頻率為正，另一則為反時鐘方向旋轉，頻率為負)的圓曲線疊加來表示。如將海流能譜中之成份波也以這種方式處理就稱為旋轉能譜(Rotary spectrum)。以旋轉能譜表達時，正頻率代表順時鐘方向旋轉的運動，而負頻率則為反時鐘方向旋轉的運動，若正頻率成份波能量大於負頻率者時，則構成此頻率的海流成份將會呈現為順時鐘方向旋轉的橢圓迴轉運動，反之則為反鐘向旋轉的橢圓。上圖為SCS-1夏季ADCP觀測資料60m與370m，以及冬季30m和290m深處海流之旋轉能譜。圖上黑色線表示正頻率(順鐘向轉)，紅色線為負頻率(反鐘向轉)，文字標示f係表示慣性頻帶(inertial band)，D指全日頻率(Diurnal frequency)、SD則表示半日頻率(Semi-Diurnal frequency)，而圖上之綠色線則為根據0.01-0.2 cpd頻帶內之正頻率旋轉能譜值以最小平方法求出之冪次函數關係S(fr)=Afrⁿ迴歸式，式中S(fr)表示頻率fr所對應之正頻率旋轉能譜值，A為迴歸式之截距，n為冪次。在頻率小於0.3 cpd之低頻頻帶內，都呈現出能譜密度值與頻率大小為反比的情形，也就是說成份波頻率越低則其能譜密度值越大。大體上SCS-1站之海流能譜密度函數與頻率間大約都呈近似於-2的冪次關係，而迴歸式截距數值則呈現隨水深增加而遞減的趨勢，另外冬季期間，冬季多數深度之迴歸式截距數值都要比夏季大出不少，顯示南海中部海域冬季時低頻率海流擾動的能量會比夏季時要強很多。

此外從能譜圖也可看出：在慣性頻帶、全日頻率和半日頻率，以及1/3日、1/4日…等倍潮頻率處都呈現能量尖峰，倍潮成份通常是因為全日頻率或半日頻率的成份波具有非線性形狀波形曲線，在計算能譜做Fourier轉換時便會產生諧波(harmonics)，由此可推知本區潮汐頻帶的海流運動非線性程度並不弱；另方面，在不同季節潮汐頻帶之能量尖峰能譜值差異不大，可是隨深度增加能量尖峰之能譜值明顯衰減，這種隨深度不同而衰減的特性說明這些潮汐頻帶成份很可能是由內潮(internal tide，就是指頻率為潮汐頻率的內波)所造成的(關於南海內波請參閱第七章)。在頻譜圖上另一個值得注意的現象就是慣性頻帶處的能量分佈情形。慣性流運動是指：當流體在僅有慣性力與科氏力相互平衡環境下流動時，其流動因受到科氏力影響而會不斷地向右偏轉(北半球)，因此便形成了順鐘向等速率旋轉的打圈式流動，轉動一整圈所需之時間Tp即稱為慣性週期(Inertial period，就是慣性頻率的倒數)(參閱第六章傅科擺部份)。由SCS-1錨碇點位之緯度(18.26°N)可求出當地之Tp = 38.20小時，對應之慣性頻率為0.628 cpd。在上圖之能譜圖上，慣性頻帶正頻率(黑實線，為順鐘向旋轉)的能譜密度值都要比負頻率(紅實線，反鐘向旋轉)的能譜密度值要大兩個數量級左右，因此這是很標準的慣性流(順鐘向圓形旋轉)，但有趣的是所有這些能譜圖上慣性頻帶中能量尖峰位置之頻率均比錨碇點位本地之慣性頻率(0.628 cpd)要高一點點，再者慣性頻帶能量尖峰之能譜值也會隨深度增加而衰減，這種特性說明ADCP錨碇所測到應是具有斜壓性質的近慣性頻率的內波(nearly inertial wave)，或稱為內部彭卡瑞波(internal Poincare wave)(關於彭卡瑞波請參閱第七章第一節)，後者之原型應係在測站更北方的海域上層海洋受風力作用產生的慣性波，產生後向南、向海洋深處傳播，到本地時才會形成頻率比本地慣性頻率為高的現象。由ADCP海流能譜圖似乎可指明，慣性頻率波動成份也是一種常出現在南海中、北部海盆內的重要的海流型式。

ODB每日會繪製臺灣附近AVISO衛星高度計海面高度以及對應之海面地轉流分布圖，下列為由2016年1月至2017年3月每月僅摘取一張組合而成，雖然衛星高度計海面高度資料不是那麼完全可信(特別是在淺海、近岸海域以及衛星軌道間的空白區)，但仍有很高的參考價值。放置以下這些圖的用意旨在呈現臺灣附近海域海流場的多變性，讀者可嘗試用從前面各節唸到對海洋現象的描述來解釋以下各圖所顯現的變化過程。

(1998 9/14初版, 2017 2/17修改, 2017 4/23完成)