南极樊尚湾大陆架mCDW 入侵影响下的水体结构演变特征分析

程灵巧 叶文珺 张春玲,2 胡松 李丙瑞

(1 上海海洋大学,海洋科学学院海洋科学与技术系,上海 201306;2 上海海洋大学,海洋科学与技术实验教学示范中心,上海 201306;3 上海海洋大学,极地研究中心,上海 201306;4 中国极地研究中心,上海 200136)

0 引言

南极樊尚湾(Vincennes Bay)地处纳特角(Nutt Cape)和福尔杰角(Folger Cape)之间,属于南大洋印度洋扇区,位于 65.0°S—67.0°S,104.0°E—114.0°E(图1)。海湾大致呈三角状,南北120 km,东西150 km,面积约为9000 km2[1]。樊尚湾有四大冰川,自西向东分别为安德伍德冰川、邦德冰川、亚当斯冰川和范德福德冰川。图1 中岸线外面的淡灰色部分显示了各冰川前端冰架区域。基于卫星遥感观测,已经有报道显示由于海洋热源的影响,樊尚湾内这四个冰川表面高度在2008—2018 年之间平均降低了约3 m[2]。另根据Kitade等[3],樊尚湾冰间湖位于东边三个冰架前缘,具有90±13 km3⋅a–1的产冰量,属于中等尺度冰间湖[4]。

相对高温高盐的南极绕极深层水(CDW)跨越陆坡向陆架入侵时,与上层的冬季水和陆架水混合,使其温度和盐度减小,形成变性绕极深层水(mCDW,θ>–1.85℃,中性密度 28.0 kg⋅m–3<γn<28.27 kg⋅m–3)[5]。在不同的海湾,mCDW 入侵大陆架的方式和程度有所不同。在普里兹湾,mCDW入侵陆架存在两条路径,分别从普里兹湾湾口和四女士浅滩东侧的海槽进入[6-7],在75oE 附近汇入湾内的气旋式环流为高盐陆架水的形成提供盐分[8]。在罗斯海,mCDW 的入侵存在明显的季节性,12 月底到1 月初期间存在较强的入侵,并与高盐陆架水混合,而7 月入侵程度较弱,受到潮汐混合的控制,但也可能受到风场的调节[9]。在托滕冰架附近的大陆架,秋季和初冬期间,mCDW 侵入的温度上升到0.5℃,侵入厚度比春季和夏季厚约75 m[10]。mCDW 向陆架内部输送热量,有的可能会增加冰架底部融化,减少沿岸海冰产量。Guo 等[11]定量分析了普里兹湾涌升的mCDW 引起的海冰减少量,6—7 月mCDW 累计向海面输送的热量约为3.55±2.52×1018J,影响海冰的生成,预计海冰生产量减少11.55 km3。Aoki 等[12]认为冰架融化加剧而增加的融冰水,可能是近期太平洋扇区和印度洋扇区南极底层水淡化的主要原因。此外,冰架下方冰腔的特性不同造成底部融化的速率也有差异。埃默里冰架和默茨冰川冰舌下方为冷冰腔,融化速率相对较小,分别为0.6±0.4 m·a–1和1.4±0.6 m·a–1;而托滕冰架下方为暖冰腔,融化速率要大得多,为10.5±0.7 m·a–1[13];最近发现东南极的雪濑冰舌受到 mCDW 入侵,致其具有7～16 m·a–1的底部融化速率[14]。因此,mCDW 入侵对海洋-冰架相互作用的影响,以及其对南极底层水性质的影响,是近些年研究的热点。

另一方面,mCDW 影响高密度陆架水(DSW)的生成,从而影响南极底层水(AABW)的生成和产量。Silvano 等[15]对比了阿蒙森冰间湖、达恩利角冰间湖和道尔顿冰间湖的水文情况,发现盐度变化对DSW 的生成有很大影响。在道尔顿冰间湖和阿蒙森冰间湖,当水体层结稳定时,随着下层相对较暖的mCDW 流入冰架,会促进冰架进一步融化,从而使得DSW 的生成受到抑制[15]。而在达恩利角冰间湖,当淡水输入无法抵消海冰生成时提供的盐通量作用时,上下层水体间的对流能够深入下层,破坏水体层结[15],故冰腔融水或其它淡水输入的影响很小,促使低温高密度DSW 得以形成。基于冰架和高密度水之间的关系,徐智昕等[16]发现埃默里冰架前缘的高密度水体随着湾内的顺时针环流向西北流动,经过陆架和陆坡后进入深海大洋。当DSW 从陆架向深海流动后,形成了AABW,参与到南大洋经向翻转环流中[17]。因此,mCDW 对大陆架水体演变的作用,对AABW 生成影响的研究显得尤为重要。

Kitade 等[3]在110oE 附近的樊尚湾陆坡前缘发现了新的 AABW。他们指出,虽然该海区AABW 密度相对较小,不能到达深海平原,但是可能对澳大利亚-南极盆地内AABW 中上层有重要贡献。张贤良等[18]定量评估了双扩散作用对结冰初期樊尚湾海水演变的作用,指出双扩散中的扩散对流保证了DSW 在水体内部得到补充和生长,对DSW 的形成具有重要的贡献。尽管他们在樊尚湾中部深层发现了mCDW 的踪迹,但未对其展开具体分析。因此,虽然目前研究已经对樊尚湾陆架水体演变有了初步了解,但是对该海湾mCDW 的南向入侵及其与冰架、冰间湖之间的联系尚不明确。尚不清楚的地方主要有:结冰期樊尚湾陆架区水体演变过程,尤其是mCDW 入侵大陆架的时空变化,及其与冰架前缘和沿岸冰间湖之间的联系。

因此,在前人研究的基础上,本研究利用2012 年3—10 月期间象海豹携带的温盐深仪(CTDSRDL)在樊尚湾大陆架所获得的温/盐剖面数据,明确结冰期樊尚湾从湾口到湾内的水体演变过程,并探讨mCDW 入侵陆架后产生的影响。

1 数据和处理方法

本文所利用的温盐廓线数据由澳大利亚海洋集成观测系统(Integrated Marine Observing systems,IMOS)通过安装在象海豹头顶的自动温盐深观测仪 CTD-SRDL(Conductivity Temperature and Depth profiler-Satellite Relay Data Loggers)获取得到,其时间范围为2012 年3—10 月,温度分辨率为0.03℃,盐度数据分辨率为0.05[21]。海豹的上浮下潜行为类似Argo浮标,所以IMOS提供的海豹CTD 数据也类似Argo 浮标数据,每个温盐剖面数据在垂直方向分为16 层。为了观察变性绕极深层水入侵樊尚湾大陆架的具体情况,并比较不同环境和时期下水体结构演变特征,同时参考Kitade 等[3]对沿岸冰间湖区域的划定,本文选取了靠近陆坡的湾口A 区域,湾中部B 区域,安德伍德冰架前缘及其附近C 区域(冰架前缘,非冰间湖)和沿岸冰间湖D(D1 和D2)区域(既是冰架前缘又是冰间湖内),其中的D1 特指结冰早期(3—5 月)数据部分,D2 特指结冰后期(9—10 月)数据部分(图1 和表1)。本文的时间断面图,是将所有剖面数据垂向线性差值插值到1 dbar 间隔;随后,根据数据剖面获得日期,求得各区域日平均特征所得。虽然各区域内存在一定的空间变化混叠效应,但是本文着重关注随着结冰期的深入各区域内可能存在的水文结构。

图1 2012 年南极樊尚湾象海豹CTD 数据观测点分布。结冰早期的数据按位置划分为湾口A 区域、湾中部B 区域、安德伍德冰川前缘附近C 区域及冰间湖D 区域(深绿色观测点)。D 区域的蓝色点为结冰末期9—10 月观测点。灰色点代表本研究未使用的2012 年观测点,蓝色虚线表示2012 年平均海冰密集度为0.7 的等值线。海底地形数据来自ETOPO1 数据集[19]。冰架区域由岸线前部的浅灰色部分表示,数据来源于Bedmap2 数据集[20]Fig.1.Distribution of seal CTD profiles in Vincennes Bay,East Antarctica,2012.Data for the early months of freezing periodare divided into the bay mouth region A-Zone,the middle region B-Zone,the region near the front edge of Underwood Glacier C-zone,and the polynya region D-Zone (dark green dots),respectively.Blue dots in D-Zone indicate the profiles obtained during September to November.The dotted blue line indicates the 0.7 contour of the annual average sea ice concentration in 2012.Topographic data are from the ETOPO1 dataset[19].Ice shelves are shown as light-gray parts in front of the coast line,according to the Bedmap2 dataset[20]

表1 A、B、C 和D 区域地理位置范围和象海豹CTD采样时间Table 1.Geographic ranges and sampling periods of elephant seal CTD profiles in A-Zone,B-Zone,C-Zone and D-Zone,respectively

为了衡量海水层结的稳定性,本文计算了浮力频率(buoyancy frequency)的平方(单位:s–2):

式中,g是重力加速度,取9.8 m·s–2,ρ是海水密度(kg·m–3),σθ是位密(kg·m–3)。当N2>0 s–2且较大时,表明海水层结稳定;当N2<0 s–2时,该水层出现垂向密度翻转,即处于重力不稳定状态。

根据Williams 等[21]和Costa 等[22]计算海水热含量的方法,我们评估了10～200 dbar、200～400 dbar和400～600 dbar 的热含量(Ocean Heat Content,OHC,单位为J·m–2):

式中,T、ρ和Cp分别是海水现场温度(℃)、密度(kg·m–3)和比热(J·℃–1·kg–1),Tfz表示海洋内部冰点温度(℃),z1和z2表示积分上下界(dbar)。Tfz由式(3)求得[23-24]:

式中S为盐度(PSS-78),p为压强。

本文所涉及的多个水团,其温度、盐度和密度特性如表2 所示。

表2 樊尚湾主要水团特征Table 2.Water mass characteristics of Vincennes Bay

2 结果

2.1 各区域水体结构演变过程

本章节主要通过对比樊尚湾湾口附近到湾内不同区域的温盐特性演变,获得mCDW 在大陆架上的分布特征。A 区域是樊尚湾湾口,最靠近陆坡区的地方,也是mCDW 涌升陆架最明显的位置。图2a–c 显示了该区域的位温、盐度和中性密度的时间断面。可以看出,从3 月下旬到5 月下旬,随着结冰期的深入,上中层海水特性演变明显。随着时间推移,表层混合层厚度逐渐变厚;–1.7℃等温线从海表逐渐下沉,最大可达300 dbar。表层增盐增密效果向下部延伸,密度层结逐渐弱化,γn=28.0 kg·m–3等密线下沉幅度达200 dbar 左右。另一方面,在断面中下部(p>200 dbar),相对高温高盐(θ>0.5℃,S>34.6)的mCDW 持续盘踞至5 月下旬,核心温盐特性没有显著改变。

B 区域为樊尚湾的中部区域,较A 区域受结冰期表面冷却析盐影响更大,mCDW 的变性程度也更明显(图2 d–f)。自3 月下旬开始,–1.7℃等温线从海表面逐渐下沉,并在5 月中旬到达300 dbar。从4 月上旬开始,表层开始低于–1.86℃(S=33.91时海表冰点温度[23]),且随着时间推移–1.86℃等温线逐渐下沉至200 dbar。在400～850 dbar 深度存在一个高温高盐(θ>–1℃,S>34.5)的mCDW 核心。这个高温高盐核明显比A 区的mCDW 核心位温和盐度低,核心深度范围更小,表明mCDW在向湾内入侵的过程中受陆架水混合影响,使其温度和盐度均逐渐降低。同时,在3 月下旬的800 dbar 附近,检测到相对高温高密度的变性陆架水(mSW)。

图2 A 和B 区域的位温、盐度和中性密度随时间变化的断面分布情况。a) A 区域的位温;b) A 区域的中性密度;c) A 区域的中性密度;d) B 区域的位温;e) B 区域的盐度;f) B 区域的中性密度。图a 和图d 中的白色实线代表–1.86℃等位温线,白色点破线为–1.7℃等温线Fig.2.Time sections of potential temperature,salinity and neutral density in A-Zone and B-Zone.a) potential temperature in A-Zone;b) salinity in A-Zone;c) neutral density in A-Zone;d) potential temperature in B-Zone;e) salinity in B-Zone;f)neutral density in B-Zone.White contour indicates–1.86℃ isotherm,while white dotted line represents–1.7℃ isotherm in a and d panels

C 区域为樊尚湾内部西边安德伍德冰架前缘附近,所在位置使得该区域水文演变呈现出独有的特点(图3a–c)。在时间断面中,水柱的300～600 dbar 内发现显著冰架水(ISW)分布,反映了安德伍德冰架的底部融化。根据温盐特性,水柱包含了200～400 dbar 中–1.7℃<θ<–1.5℃和S≈34.2 的相对高温核和600 dbar 中θ>–1.65℃和S≈34.5 的高温高盐核两个部分。随着结冰期深入,中层高温核受到来自上层冷却和析盐强迫作用,逐渐低温高盐化,致使θ>–1.7℃水在4 月下旬消失,到5 月下旬完全被θ<–1.86℃取代;而底层高温高盐核心直到5 月下旬依然存在,最终温度降到–1.8℃附近。来自表层的增盐作用使得350 dbar左右的34.3 等盐线从6 月初垂向往上延伸至海表面,随后更高盐等值线也有上翘趋势。类似的,增密作用促使γn=27.9 kg·m–3等密度线从近400 dbar深度在6 月上旬上翘到海表面。而在观测期内γn=28.0 kg·m–3等密线一直停留在400～500 dbar 之间,表明相较A 和B 区域,C 区域内的mCDW 所在深度更深且相对稳定。另外在4 月开始,在该区域底层800 dbar 附近同样检测到了mSW 的存在。

D 区域位于樊尚湾最内侧的沿岸冰间湖内,内接东边的邦德冰川、亚当斯冰川和范德福德冰川,因此该区域的水体演变过程会受到冰间湖海表热动力和侧边冰架冷却的双重强迫影响。首先,表层温度变化与C 区域类似,–1.86℃等温线在4月中旬产生后,开始下沉,到5 月初从海表面下沉到200 dbar 附近(图3d–f)。而在次表层,θ=–1.7℃等温线明显比C 区域浅且稳定,从3 月下旬的100 dbar 以浅逐渐下沉到5 月上旬的400 dbar。除了4 月上旬的5—8 日之外,在整个断面时间内的200 dbar 以深都存在θ>–1.5℃的较高温水,这与C 区域截然不同。此外,在4 月上旬的400～800 dbar 也发现了ISW 的存在。由于观测深度的限制,其后未再检测到ISW。该区域的γn=28.0 kg⋅m–3等密线在观测期间内分布于300～600 dbar 之间,整体较C 区域浅,且不稳定。同时,在5 月上旬的近1000 dbar 也发现了mSW 的存在。

在结冰末期(9 月6 日—10 月6 日),沿岸冰间湖内水体垂向混合充分,整体趋于均质(图3g–i),说明深对流的存在。在此期间,水柱温盐的细小差异主要源于不同日期的海豹CTD 采样位置的空间分布不同。位温和盐度分别处于–1.7～–1.9℃,34.4～34.5,而中性密度都大于27.9 kg⋅m–3。9 月中下旬,在水柱底部观测到高密度陆架水(DSW)[25]。该结果反映了樊尚湾冰间湖与道尔顿冰间湖的显著不同,因为后者不存在深层对流,层结状态持续全年[15]。

图4 显示了A、B、C 和D 区域的海水位温–盐度关系。从图中可知在结冰早期,直至湾内的冰架前缘区域C 和冰间湖区域D1 区域都存在明显的mCDW,只是越往湾内,mCDW 的变性程度越强,即其温盐极大值与核心值越低。同时与图3类似,C 区域具有两个温盐极大值,中层核心较低温低盐(θ=–1.18℃,S=34.49),而底部核心较高温高盐(θ=–0.91℃,S=34.56)。相较之下同为湾最内部的D 区域仅有一个高温高盐核心(θ=–0.91℃,S=34.54)。另外,尽管从C 和D1 区域都检测到ISW,但是 C 区域的 ISW 低温核分布在34.34～34.40 之间,在S=34.37 处拥有θmin=–2.0℃;而D1 区域内低温核心则分布在相对较高盐度范围 34.38～34.42 之 间,在S=34.40 处拥有θmin=–1.99℃。这可能与图3 中D1 区域检测到的ISW 深度更深有关。以上两点说明了冰架前缘C区域和冰间湖D 区域内mCDW 和ISW 特性的显著不同。另一方面,在结冰后期的冰间湖D2 区域,整个水柱温盐特性变化范围已经很小,却也并非完全统一。

图3 C 和D 区域位温、盐度和中性密度岁时间变化的断面分布情况。a) C 区域的位温;b) C 区域的中性密度;c) C 区域的中性密度;d) D1 区域的位温;e) D1 区域的盐度;f) D1 区域的中性密度;g) D1 区域的位温;h) D1 区域的盐度;i) D1 区域的中性密度。图a、d、f 中的白色实线代表–1.86℃等位温线,白色点破线为–1.7℃等温线。黄色圆点代表原始剖面数据中ISW(θ<–1.9℃)Fig.3.Time sections of potential temperature,salinity and neutral density in C-Zone and D-Zone.a) potential temperature in C-Zone;b) salinity in C-Zone;c) neutral density in C-Zone;d) potential temperature in D1-Zone;e) salinity in D1-Zone;f) neutral density in D1-Zone;g) potential temperature in D2-Zone;h) salinity in D2-Zone;i) neutral density in D2-Zone.White contour indicates–1.86℃ isotherm,while white dotted line represents–1.7℃ isotherm in a,d and f panels.The yellow dots indicate where ISW(θ<–1.9℃) observed in the original profiles

图4 各研究区域位温-盐度点聚图。a) A 区域;b) B 区域;c) C 区域;d) D 区域。黑色虚线代表等位密线,黑色实线代表等中性密度线,近水平虚线代表海表冰点温度Fig.4.θ-S diagrams for study zones.a) A-Zone;b) B-Zone;c) C-Zone;d) D-Zone.The black dotted line indicates the potential density contours.The black solid line indicates the neutral density contours.The near-horizontal dotted line indicates the freezing point at sea surface

2.2 水体层结和热含量变化分析

浮力频率平方(N2)显示了水体层结稳定状况。从图5 可知,3 月到4 月中上旬A 和B 区域100 dbar 以浅的层结相对稳定(N2max>1.2×10–4s–2),其后N2基本处于0～2.0×10–5s–2的弱层结状态,这也是水柱内部在整个断面时间内的状态,该结果与张贤良等[18]类似。在海洋深层(p>400 dbar),从3 月下旬开始出现多处N2<0 s–2的密度翻转层,结合图2 可知,基本是mCDW 所在深度范围。这可能与相对高温高盐的mCDW 入侵湾内过程中,受到上层相对低温低盐的陆架水冷却增密作用有关。

图5 四个区域的浮力频率平方时间断面Fig.5.Time sections of squared buoyancy frequency in the four zones

湾最内部的C 和D1 区域呈现出与湾口和中部不同的层结状况。C 区域的N2较大值(4.0×10–5～6.0×10–5s–2)出现在200～400 dbar 之间,即中层mCDW 所在深度。D1 区域的层结较稳定层N2>4.0×10–5s–2)在3 月下旬分布在50～150 dbar 之间,之后有往下发展和扩散的趋势。另外,在两个区域的水柱深层也出现多处N2<0 s–2的密度翻转层。结冰后期的D2 区域在整个时间断面内一直处于弱层结状态,对应N2为–2×10–5～2×10–5s–2之间。

图6 分别显示了四个观测区域内上层10～200 dbar、中层200～400 dbar 和深层400～600 dbar三个深度范围的热含量(OHC)。总体来看,同一时期不同区域水柱整体的热含量高低顺序是A 区域最高,B 和D1 区域其次且类似,C 区域最低也最具特色。四个区域的共同特征为上层热含量最小,深层最大。随着结冰期的深入,A、B 和D1 区域的各层热含量都呈降低趋势,上层降幅较同区域的中深层大。另一方面,C 区域仅上层热含量在4 月上旬有明显降幅,其后的两个月保持稳定(5.0×107～1.0×108J·m–2);深层热含量在整个观测时间内都保持在(3.0×108～5.0×108J·m–2)之间,没有明显变动;中层也有类似分布趋势。湾最内侧的D1区域水体热含量与同时期的湾中部B 区域类似,比C 区域明显要高,由此说明mCDW 更容易到达冰间湖区域而非西侧冰架前缘,并带来更多热量。

图6 2012 年3 月至6 月期间四个区域上层10～200 dbar(深绿色)、中层200～400 dbar(黄色)和深层400～600 dbar(红色)三个深度范围的OHCFig.6.OHC in three depth ranges of upper layer 10～200 dbar (dark green),middle layer 200～400 dbar (yellow) and deep layer 400～600 dbar (red) in the four zones from March to June,2012

3 讨论

冰间湖和西侧冰架前缘水体演变特征的不同驱使我们进一步探讨mCDW 的入侵路径。前人研究[27-28]已经在普里兹湾、别林斯高晋海等区域,都发现了mCDW 的入侵路径受地形引导,沿着一个顺时针的流涡,从大陆坡折区的东部向南进入陆架区,达到海湾沿岸后,从西部向北流出陆架区。樊尚湾大陆架上也有一个深度大于500 dbar的海槽从湾口的大陆坡折持续到湾最内侧(图7)。我们基于2012 年4 月的海豹CTD 温盐剖面数据在樊尚湾确定了6 条断面。为了消除时间变化影响,每条断面内观测日期间隔不超过10 天(图7各断面上方横坐标)。图7 中可以看出,除了d 断面以外,其它5 条断面的内部(200～600 dbar)温盐值东侧明显高于西侧。其中,基本平行岸线方向的e 和f 断面,e 断面的东侧向着湾内,其温盐特性却比西侧(外侧)要高;f 断面的东侧向着湾外,其温盐特性同样比西侧(内侧)要高。另外,e 和f 断面之间比较来看,虽然f 断面处于更内侧,而其内部整体温度明显高于e 断面,这与图3 特征一致。基于大陆架海洋内部热源来自外洋的特点,根据各断面上200 dbar 以深位温的极大值所在位置,同时结合上述e 和f 断面的温盐特性,初步确定了mCDW 的入侵路径,用黄色箭头标注在了图7a 中(由于d 断面中200 dbar 以深数据短缺,未进行标注)。这样的分布特征,可以推测在樊尚湾陆架区也极大可能存在着气旋性流涡引导mCDW 的入侵。

图7 樊尚湾陆架区断面位置及各断面位温和盐度分布情况。a)樊尚湾陆架区a–f 断面位置;b) 2012 年4 月6 个断面的位温和盐度分布。图a)中黄色箭头表示初步推测的mCDW 入侵路径,图b)中颜色代表位温,白色等值线代表盐度,上方横坐标的倒三角形和数字代表观测点的位置和日期Fig.7.Locations of sections on the continental shelf of Vincennes Bay,and their potential temperature and salinity.a) locations of a–f sections;b) potential temperature and salinity at the six sections in April 2012.Yellow arrows in a) indicate the inferred mCDW intrusion path.Colors indicate potential temperature.White contours in b) indicate salinity and the inverted triangle and number on the upper horizontal axis indicate the location and date of observation stations

4 结论

本文利用2012 年3 月至10 月期间的海豹CTD 温盐剖面数据,分析了樊尚湾陆架区结冰期水体结构演变过程,主要得出如下结论。

(1)樊尚湾从湾口到最内侧的冰间湖区域都存在显著的mCDW 入侵,具有增强层结,阻碍垂向强对流产生的作用。根据mCDW 的水团划分标准之一γn>28.0 kg·m–3,可知mCDW 在湾口A 区域和湾中部B 区域存在于200 dbar 以深,在西侧冰川前缘C 区域位于400 dbar 以深,在冰间湖D 区域则位于300 dbar 以深。随着结冰期的深入,来自海表的冷却、增盐和增密作用缓慢传递到海洋内部,然而截止到6 月中旬,C 区域400 dbar 以深的密度弱层结未发生显著改变,热含量也几乎没有变化。

(2)湾最内侧的冰川前缘C 区域与冰间湖D区域之间,存在显著的水团结构和热含量差异。在观测期间C 区域仅在300～600 dbar 之间持续存在较低盐ISW,ISW 将高温水分割成中层和深层两个核心。由此特征推测mCDW 携带的暖水可能造成此区域冰架在这300 dbar 的深度范围内融化,反过来低温融冰水降低了同层海水温度。而在D 区域,水柱内部温度比C 区域高出0.2℃以上,且仅在4 月上旬的400 dbar 以深有较高盐ISW 出现。一方面说明mCDW 带来更多热量到达D 区域,同时也说明了D 区域的冰架融化可能发生在更深范围内。

(3)在结冰后期的9—10 月,冰间湖D 区域水体层结已然被破坏,说明有深对流的产生。同时水柱底部已经有DSW 盘踞。这一特征直接证实了樊尚湾冰间湖与其东边的道尔顿冰间湖的不同。

值得注意的是,由于海豹下潜存在深度参差不齐且深度不够的缺点,致使我们无法系统分析樊尚湾大陆架最底层的水文结构。尽管各区域内的空间变动并非我们的考察内容,在对四个较大的区域范围进行空间平均获得的时间断面时,由于海豹CTD 位置在空间上分布不均匀的原因,可能缺乏一定的空间代表性。