海洋上层通常受海表强迫的影响而形成温度、盐度和速度均匀的混合层, 在其下, 海水的温度一般随着深度的增加而下降, 形成温度梯度较大的温跃层。当存在强烈风力搅动和海面冷却对流时, 混合层逐渐加深, 将温跃层以下的冷水夹卷到混合层, 对混合层起到冷却作用。然而, 随着观测的不断增多, 人们也早已发现了相反的特征, 温度随着深度增加而增加, 即逆温现象。由于逆温层的温度大于混合层温度, 混合层底部的夹卷和扩散等混合过程会导致向混合层的热量输运, 引起正的海表面温度异常, 对台风的发展, 混合层热收支和生物化学过程等有重要影响^[1-3]。

中国东部近海(渤、黄、东海)陆架区地形复杂, 受黑潮、季风、太阳辐射、陆源冲淡水等影响, 温度垂直结构季节变化明显。夏季, 中国近海存在强温跃层, 在秋冬季, 随着风力增强和冷却对流, 大部分陆架海域温度呈垂直均匀结构^[4], 而逆温层主要发生于中国东部沿海海域^[5-8]。在逆温层中, 由于温度是层结的不稳定因子, 为保持垂直水体的稳定性, 通常存在较强的盐度跃层以补偿因海表温度降低造成的浮力损失。因此, 逆温层主要发生于不同水团的交汇区, 特别是存在强盐度锋面的海区。基于黄、东海逆温层的出现区域, 丁宗信等^[9-10]和管秉贤^[11-12]指出, 而长江冲淡水对维持东海的秋季次表层暖水具有重要作用^[13]。基于多年的实测资料, Hao等^[8]对中国近海逆温层的季节变化及其影响因素进行了分析, 他们指出逆温层主要集中发生在三个海区, 分别为山东半岛北部、济州岛邻近海域及中国东南沿海海域, 它们具有不同的季节变化特征和影响因子, 其中东南沿海逆温层出现概率最高, 持续时间最长, 其主要受长江冲淡水和暖平流(台湾暖流和黑潮)的影响。

以往的研究主要通过资料分析, 定性地描述了逆温层的季节变化特征及其影响因素。逆温层作为中国近海温度垂直结构的一个显著特征, 特别是中国东部近海海域, 流系复杂, 烟威渔场、舟山渔场均位于此海域, 因此对于此海域逆温层的研究有典型的科学意义和实际意义。本文将主要采用数值模拟, 着重讨论河流和暖平流对中国东部近海逆温层的影响。

1 模式和方法 1.1 模式设置和数值试验

本文利用Princeton Ocean Model(POM)^[14]模式研究河流淡水(长江和黄河)和暖平流(台湾暖流和黑潮)对中国东部近海逆温层的影响。考虑到POM自身的特点以及中国近海的特殊性, Bai等^[15]采用了一个包含渤、黄、东海的POM模式来研究台湾暖流的季节变化特征及其影响因素, 得到了较好的效果。我们在该工作的基础上, 对模式的开边界条件、冲淡水的输入作了修改, 同时加入了潮汐模块, 针对中国东部近海环流和温盐结构及变化进行了数值模拟, 并利用模拟结果对逆温层的形成及演变机制进行了分析。

模式选择研究区域(如图 1)为117°E—130°E, 24°N—41°N, 采用5′×5′实测海底地形, 24.5°N以北数据来自中国科学院海洋研究所^[16], 24.5°N以南数据采用ETOPO5数据^[17]。模式水平方向为均匀网格, 格距为1/12°×1/12°, 模式垂直方向分为16层, 最大水深设为1 000 m。模式中外模时间步长取为14.4 s, 内模时间步长为720 s。

模式开边界设在台湾海峡(Taiwan Strait)、台湾岛以东(Suao-Yonagunijima Channel)、吐噶喇海峡(Tokara Strait)和对马海峡(Tsushima Strait), 为描述方便此后将台湾海峡流量称为台湾暖流流量, 台湾以东流量称为黑潮流量。开边界月平均流量由实测得到^[18-19](表 1), 为了保持计算区域的流量平衡, 吐噶喇海峡处的流量由其他开边界流量计算得到。侧边界温盐分布取自气候态的World Ocean Database 2001(WOD01)^[20]数据, 由最优插值法插值到模式网格点上。长江和黄河按照边界条件设定, 设定在西边界上, 打通两条虚拟河道和实际入海口相连接, 边界上的流量分别设定为大通站和利津站的实测气候月平均值。

在开边界以及琉球群岛处(闭边界)加入潮汐水位变化, 由于在渤、黄、东海占主导地位的天文分潮为M₂分潮^[21], 因此本研究中只加入M₂分潮。其中在开边界以潮流的形式用辐射边界条件加入, 方法如下:

$U={{U}_{\text{b}}}-\left( \pm \right)\sqrt{\frac{\text{g}}{h}}\left( {{\zeta }_{\text{b}}}-{{\zeta }_{\text{m}}} \right), $

(1)

其中U_b是根据流量计算的断面流速, ζ_b=ζ_o+ζ_t是水位变化, ζ_o是开边界处水位, 根据正压地转平衡关系由流速获得, ζ_t是潮位变化, 由M₂分潮的调和常数计算得到, 调和常数读取自《渤海、黄海、东海海洋图集——水文分册》^[22]。在琉球群岛处, 潮汐通过水位加入, 即ζ_b=ζ_m+ζ_t, 其中ζ_m是模式模拟的水位。

模式采用UWM/COADS^[23]气候平均月平均海面风应力场、净海表面热通量、太阳辐射和净水汽蒸发量(蒸发-降水)驱动。选用WOD01气候1月份标准层平均温盐资料作为模式的初始场, 经最优插值法插值到模式网格点上。模式连续积分5年, 输出最后一年的月平均温盐场用于结果分析。

中国东部近海海域逆温层的形成主要受海面失热冷却、风力驱动的沿岸流、河流冲淡水以及深层暖平流向沿岸向北切入的影响^{[5, 8-11]}。本文中, 我们设置改变河流径流量(长江和黄河)、暖平流流量(黑潮和台湾暖流)的敏感试验(表 2), 来讨论中国东部近海逆温层的形成及影响机制。由长江大通站年平均径流量变化可以看到, 长江流量逐年平均为28 630 m³/s, 最大值为43 100 m³/s, 最小值为21 400 m³/s, 为了探讨陆源淡水和暖流输入对该海域逆温层发生、变化的影响, 首先我们设计了无河流淡水和暖平流输入的实验(长江、黄河流量为零, 实验2;黑潮和台湾暖流为零, 试验3)。然后, 在试验4、5中, 我们将河流和暖流流量分别减半, 探讨平流减弱对逆温层的影响。类似地, 在试验6、7中, 我们把河流和暖流流量分别加倍, 对比分析平流增强对逆温层的影响。为了保持总体水量平衡, 敏感试验中河流、黑潮和台湾暖流增加的流量, 最终经对马海峡和吐噶喇海峡流出东海。以往的研究表明, 长江冲淡水在夏季主要向济州岛方向扩展^[24], 并进一步经对马海峡进入日本海^[25], 而对马海峡流量的变化和台湾暖流流量的变化相位一致^[26-27]。因此, 在数值试验中, 我们假定河流和台湾暖流增加的流量, 由对马海峡流出东海, 而台湾以东黑潮增加的流量, 由吐噶喇海峡流出东海。流量减弱试验亦然, 具体各开边界流量计算方法见表 2。

1.2 逆温层的判定和统计

按照逆温层的垂向结构特点, 参考以往的研究^[28], 对于任一温度廓线, 若次表层(1 m开始)温度连续大于海表面温度(SST)0.1℃以上, 且厚度大于等于4 m, 定义为逆温层, 这样在保持短波透射引起的逆温层前提下, 可以避免小尺度扰动的影响。将逆温层中的最大温度记为T_max, 其相对于SST的异常记为最大逆温异常(T_max-SST), 相对应的盐度异常记为最大盐度异常(S_max-SSS), 它们分别表征了逆温层的强度和盐度跃层的强度。最大逆温所在深度记为H_max, 对于某一区域, 出现逆温层的模式网格点数除以总模式网格点数(去除陆地)定义为逆温层的出现概率。

2 控制试验结果 2.1 流场、温度、盐度场的基本分布特征

图 2—3分别给出了冬(2月)、夏(8月)季表层及最底层流场、温、盐场的分布, 从模拟结果可以看出, 海洋环流模式基本再现了渤、黄、东海海域主要的环流和温盐场分布特征及其季节变化。

控制试验结果表明, 渤、黄、东海沿岸流系和外海流系模拟较好。从暖流系的分布来看, 台湾暖流存在冬弱夏强的季节变化。冬季(2月), 在底层, 台湾暖流的外侧分支流向东北, 近岸分支大体沿123°N北上, 抵近31.0°N。而在近表层(5 m), 由于受冬季偏北风的影响, 北侵偏弱, 前缘达28.5°N。春季, 台湾暖流逐渐变强, 并逐步到达长江口外。夏季(8月), 在盛行南风的影响下, 台湾暖流加强, 其表层流的前缘可达33.5°N以北, 而后逐渐减弱。黄海暖流主要存在于冬季, 在底层, 自济州岛西南部北上沿黄海海槽西侧入侵, 可直接抵达北黄海, 进入渤海。

从沿岸流系来看, 冬季, 在强北风的影响下, 我国东部沿岸和朝鲜西岸为沿岸南下的强沿岸流。2月份, 源于黄海的苏北沿岸流南下, 影响30~40 m以浅海域, 长江冲淡水被限制在浙闽近岸。冬季流速最强, 且表层流速较次表层大。夏季(8月), 50 m等深线以西的海域被长江冲淡水和台湾暖流等所占据, 苏北沿岸流偏向东南。苏北沿岸流终年存在的特征也得到了很好的显现。由于受风和沿岸流的影响, 冬季源自长江径流的淡水流向东扩展很小。夏季, 在西南季风和丰水期长江径流的双重作用下, 长江冲淡水明显向外扩展, 可到达123.0°E附近。模拟的东海冷涡也和观测结果接近, 冬季中心在31°N, 125.5°E附近, 夏季中心在32°N, 125.5°E附近, 范围较冬季有所缩小, 中心北移。

由温、盐度场分布(图 2、图 3)可以发现, 模拟结果较好地再现了渤、黄、东海海域温、盐场的时空分布特征及季节变化, 清晰展现了黑潮、台湾暖流、黄海暖流高温高盐舌, 以及黄海沿岸流、东海沿岸流低温低盐舍的演化与配置关系。冬季(2月), 其突出表现在: (1)在该海域, 黑潮区水温和盐度最高, 等温线由西南向东北呈舌状分布。(2)大致沿123°E向北, 有高温高盐舌指向长江口外, 这是台湾暖流水影响的结果。(3)受黄海暖流的影响, 高温高盐舌自济州岛以西沿黄海中央由南向北伸展至渤海海峡附近, 温度和盐度由南向北递减。(4)在北伸的台湾暖流水和黄海暖流水暖水舌之间, 有来自黄海西岸的低温低盐舌南下伸向东南, 两者沿40 m等深线形成强温盐锋面。(5)西部浙闽沿岸, 为东海区水温最低的低温低盐带, 这是由于东海沿岸流贴岸南流的缘故。在沿岸流与台湾暖流交汇区, 等温等盐线密集, 形成较强的温盐锋面。夏季(8月)的主要特征为: (1)表层水温整个海域达到全年最高, 等温线稀疏。(2)与表层不同, 底层黄海中部和北部为黄海冷水团的分布特征。(3)长江冲淡水为夏季的主要特征, 从盐度分布(图 3c)可以看到, 长江冲淡水流出长江口后分为两支, 一支向东北, 另一支则沿岸北上。冲淡水向济州岛方向流去, 在济州岛北侧, 通过对马海峡流出东海。在西南季风的作用下, 长江冲淡水向东扩展, 台湾暖流得到了加强, 并且在交汇区形成较强锋面。与渤、黄、东海实测平均温、盐场分布图^[19]对比可以发现, 模拟与观测结果无论在分布形势或是在数值上, 尤其在黄、东海海域, 两者分布尤为一致。

2.2 逆温层的基本分布特征

针对逆温层的垂向结构特点, 我们统计了次表层最大温度相对海表温度的升高值, 作为最大逆温异常(T_max-SST), 相对应的盐度异常记为最大盐度异常(S_max-SSS)。从模拟结果(图 4)来看, 逆温层主要出现于秋、冬、春季的山东半岛北部及东部近海海域, 闽浙外海盐度锋面区, 以及台湾海峡北端。9—10月, 逆温层首先出现于渤海湾中部及黄河口和长江口外海海域, 其中黄河口附近逆温层强度最大, 最大可到5℃以上。11月—翌年1月, 随着北风渐强, 黄海沿岸流加强, 此时渤海海域的逆温层沿山东半岛北岸逐渐向东岸以及黄海东南部伸展, 高值中心也由渤海中部逐渐向山东半岛东端转移, 山东半岛东部近海逆温异常最大可达3℃以上。1—3月, 黄海中部逆温层逐渐消失, 山东半岛东部近海逆温层逐渐减弱。与此同时, 长江口外海海域以及台湾海峡北部逆温层出现范围逐渐扩大, 前者逐渐向南, 后者逐渐向北移动, 4月份上述逆温层出现范围逐渐缩小。5—8月, 模拟结果显示, 研究海域基本无逆温层出现。

与实测资料分析结果^[8]对比显示, 模拟结果再现了中国东部近海海域逆温层的季节变化及其演变过程。逆温层主要出现在9月—翌年3月, 对应于负的净海表面热通量, 山东半岛东部逆温层的扩展和退缩过程与冬季黄海沿岸流及黄河暖流的发生和发展过程相吻合。山东半岛北部及东部沿海逆温层强度大于闽浙沿海, 前者最大可达5℃, 后者强度最大在2℃。它们的发展过程也不尽相同, 黄海中部逆温结构逐渐消失的1—3月, 闽浙沿海的逆温层最强盛, 40 m流场分布显示此时台湾暖流正在逐渐变强(图 4)。

根据中国东部沿海逆温层发生发展的特征, 我们选取了山东以北(119°—123°E, 37.5°—38°N)、以东(121°—124°E, 35°—37°N)和长江口外海(122°— 125°E, 29°—32°N)三个海域(图 4e), 计算了逆温层最强盛时期(10月—翌年3月)的逆温层出现概率、最大逆温异常、最大逆温深度及最大盐度异常平均值(表 3)。对于控制实验来说, 山东半岛北部近海逆温层平均出现概率、最大逆温异常和最大盐度异常均最大, 分别可达72.17%、1.59℃和3.58, 山东半岛东部近海次之, 长江口外海最低。这主要是因为冬季研究海域盛行偏北风, 黄河外海淡水在山东半岛北部近海堆积, 此后在黄海沿岸流的作用下向山东半岛东部近海及黄海中部扩展, 覆盖于黄海暖流之上。同时由于北部海域水深较浅, 温度和盐度收支在混合层中得到了加强, 温盐锋面较其他海域强盛(图 2, 图 3), 因此, 山东半岛北部近海逆温层持续时间最长、逆温强度和盐度跃层强度最大。在闽浙沿岸, 低温低盐的沿岸水主要集中于40 m等深线以西, 而台湾暖流主体沿40 m以深的海谷入侵至31°N左右, 同时该海域净海表热通量高于山东半岛北部, 海表温度较高, 因此逆温层持续时间相对较短, 强度相对较弱。

3 中国东部近海逆温层形成机制分析 3.1 河流和暖流减弱试验的对比

为了阐明河流淡水对逆温层生成的影响, 我们分别进行了无河流输入和河流输入减半的数值试验。在控制实验中加入陆源淡水输入时, 我们可以发现逆温层主要出现在河口附近以及沿岸淡水的扩散海域, 在试验2中, 我们去掉了河流淡水的输入, 对比控制实验结果(实验2减去试验1), 逆温层强度大幅降低(图 5a), 在整个研究海域基本无逆温层发生(表 3), 这主要是由于缺少河流淡水的输入, 整个40 m以浅海域盐度均大幅上升(图 6a), 此时盐度跃层无法补偿因海表温度降低造成的浮力损失, 整个水体对流混合为均匀结构。同时流场显示, 40 m层暖流系(图 5a)以及40 m以浅中国近海沿岸流(图 6a)均明显减弱, 这造成了中国东部近海温度和盐度锋面的减弱, 缺少逆温层形成的必要温盐条件。河流流量减半对逆温层的影响主要体现在长江口外海, 逆温层强度有明显的减弱(图 5b), 其他海域逆温层变化幅度不大。由此可以说明, 陆源淡水的输入是中国东部沿海逆温层出现的必要条件, 当河流淡水输入减弱时, 逆温层出现概率和强度虽小幅降低, 但盐度跃层仍然可以补偿因海表温度降低造成的浮力损失, 保持水体的稳定性。需要指出的是, 当关闭黄河输入时, 山东半岛北部近海逆温结构虽零星出现(出现概率降低87%), 但其深度仅为2.01 m(表 3), 这主要是表层短波透射引起的弱逆温结构。此外, 关闭黄河输入, 山东北部近岸海表面高度降低, 同时在冬季偏北风影响下, 渤海北部湾的低温低盐水向南扩展, 有利于渤海中部逆温的形成(图 5a)。

当将台湾暖流和黑潮流量减弱时, 整个研究海域最大逆温异常均明显减弱(图 5c, d), 特别是长江口外海, 因台湾暖流入侵减弱, 逆温层出现概率和强度分别减弱69%和43%, 而随着暖流流量进一步降为0, 逆温层在长江口外海消失(表 3)。当暖流流量为0时, 在山东半岛东部, 逆温层虽然仍有出现, 但其出现概率、强度和深度均显著降低, 其中逆温深度仅为4.21 m, 相对于控制实验降低了76%, 显示黄海暖流入侵对这一海域逆温层形成的重要作用。而在山东半岛北部近海, 黄海暖流影响相对较弱, 逆温层的出现概率仍达55%以上。另外需要指出的是, 当减弱甚至关闭暖流时, 与控制试验相比, 对马海峡为西向流异常, 整个100 m以浅陆架区为正的海表面高度异常, 其中以黄海海槽增值最大, 这造成了黄、东海西部向40 m以浅海域的异常流, 整个中国东部沿海海表盐度升高(图 6)。

为更好地表述各试验对逆温层变化的贡献大小, 我们计算了表 3中逆温层各特征量相对于控制实验的变化率(图 7), 其中变化率高于±5%的试验, 我们认为其影响显著。对比河流减半和暖流减半试验, 两组试验均显示逆温层各特征值不同程度的减弱, 其中暖流减半的影响远大于河流的影响。在暖流减半试验中, 山东半岛北部、东部近海及长江口外海逆温出现概率分别降低5.6%、24.1%和69.1%。其中对长江口外海影响最大, 其最大逆温异常、深度和最大盐度异常分别降低了43%, 65%和58%。以上河流和暖流减弱试验表明, 河流淡水为中国东部近海逆温存在的必要条件, 在保持必要的河流淡水输入条件下, 暖流减弱对中国东部近海逆温层形成的影响比河流减弱大, 其中对长江口外海影响最大, 山东半岛东部外海次之。

3.2 河流和暖流增强试验的对比

为了进一步分析河流和暖流增强对于中国东部近海逆温层的影响, 我们将河流(长江和黄河)和暖流(台湾暖流和黑潮)流量分别加倍, 分析逆温层的变化。相对于控制实验, 当河流增强后, 闽浙沿海和山东半岛东部近海逆温层的强度和范围整体增大, 且位置沿40 m等深线分别向南和黄海海槽南部方向扩展(图 8a1—a3), 其中长江口外海逆温层发生概率增大最明显(22%), 这说明长江水对东南沿海逆温层的出现有显著的影响, 特别是在秋季到冬季初期, 其流量的增加可以增强盐度跃层(13%), 有利于逆温层的发生和维持。2月份表层温度和盐度分布显示(图 9a, b), 河流的增强有利于低温低盐的沿岸水向深水区的扩展, 逆温层的增强和温盐的降低区域相吻合。

暖流增强试验显示, 当黑潮和台湾暖流加倍后, 山东半岛东部近海和闽浙沿海逆温层的范围和强度显著增大(图 8b1—b3)。10—12月份, 自台湾海峡至长江口海域, 沿40 m等深线, 逆温层连成一体, 且逆温层出现范围明显向东偏北扩展。2月份, 逆温层自台湾海峡北部沿台湾暖流外侧分支连成一体, 最大逆温异常增加2℃以上。山东半岛东部近海最大逆温强度增加幅度在2月份达到最大, 增强范围主要沿40 m等深线的水团交汇处。以上结果可以看出, 无论在分布范围还是出现概率值上, 黑潮、台湾暖流加大后, 其结果比控制实验以及长江流量加倍实验都有很大提高。底层的温、盐、流异常显示(图 9c, d), 增强的暖流携带高温高盐水从近底层入侵陆架海区, 主要影响闽浙沿海80~100 m等深线间的陆架区和黄海海槽中部海域, 这和台湾暖流的外侧分支以及黄海暖流入侵路径相一致, 高温高盐水的增强有利于维持逆温结构的稳定性, 有效增强了逆温强度。相对于控制实验, 长江口外海最大逆温异常和最大盐度异常分别增加了7%和38%, 山东半岛东部最大逆温异常和最大盐度异常分别增加了28%和18%(图 7), 显示了暖流增强对中国东部近海逆温强度的重要影响。对于山东半岛北部近海来说, 暖流增强的影响主要位于渤海中部, 与黄海暖流入侵渤海有关, 5 m层流也显示有异常流携带高温高盐水入侵渤海中部。

对比河流和暖流增强试验(图 7), 两组实验均使逆温层各特征量增强, 其中长江口外海逆温层出现概率均增加22%左右, 但暖流的增加对逆温强度和盐度跃层的影响更加显著, 这是因为长江流量的增加表现为表层低温低盐水向外海的水平扩展, 主要引起逆温层出现范围的增加, 而暖流增强后, 影响陆架底层的温盐分布, 引起逆温层的加深和盐度跃层的增强。对山东半岛以东来说, 在暖流增强影响下, 逆温层出现概率增加了34%, 远大于河流增加的影响(11%), 这同样体现在逆温层强度、深度和盐度跃层强度变化上。综合来看, 暖流增强对逆温层的影响大于河流的增强, 暖流的增强可以引起整个100 m以浅陆架区的海表面高度升高, 其中以黄海海槽升高最大, 这加剧了跨40 m等深线的海水交换过程, 有利于温盐度锋面的形成, 进而影响逆温层结构的稳定性。

4 讨论与结论

通过POM模式模拟, 再现了渤、黄、东海海域主要的环流、温盐场以及逆温层的分布特征及其季节变化。模拟结果显示逆温层主要出现于中国东部沿海的秋冬季, 闽浙沿海、山东半岛北部及东部近海是三个主要出现海域, 逆温层的出现范围以及季节变化过程与实测基本一致。

对比河流和暖流关闭试验, 若无河流输入, 整个研究海域基本无逆温层出现。若无暖流输入, 闽浙近海无逆温层出现, 在山东半岛北部和东部近海, 逆温层出现概率大幅下降, 分别降低23%和70%, 同时逆温强度、盐度跃层均明显减弱。对比河流和暖流减半试验, 河流的减半除对长江口逆温层影响较大外(逆温层强度和出现概率降低14%, 盐度异常降低28%), 对其他海域逆温层的形成影响不显著。而暖流的减弱显著降低了山东半岛东部和长江口外海逆温层的出现概率, 其分别降低25%和69%, 受此影响, 逆温异常、深度和盐度异常均大幅减弱, 其中以长江口外海最大, 分别降低了43%, 65%和58%。总体来说, 河流和暖流减弱对长江口外海影响最大, 山东半岛东部近海次之。

对比河流和暖流加倍试验, 在东海西部, 长江和暖流流量的增加引起沿40 m等深线逆温层的增强, 低温低盐的长江水向外海的扩展引起逆温层出现范围的增加, 而增强了的台湾暖流外侧分支携带高温高盐水自底层入侵, 引起80~100 m陆架海域逆温层和盐度跃层的显著加强。在山东半岛东部近海, 暖流增强和河流增强影响下, 逆温层出现概率分别增加了34%和11%, 前者影响远大于后者。

综合对河流和暖流变化的数值试验, 可以发现河流淡水是中国东部近海逆温层形成的必要条件, 暖流同样是闽浙沿海及黄海海槽西侧逆温层形成的先决条件。在保持必要的河流淡水输入条件下, 暖流的变化对中国东部近海逆温层形成的影响比河流变化大, 其中长江口外海影响最大, 山东半岛东部近海次之。河流流量增减对逆温层的影响主要体现在长江口邻近海域, 而暖流流量的增减可引起逆温层大范围的转移, 这主要是因为暖流的增减可以引起整个100 m以浅陆架区的海表面高度异常, 其中以黄海海槽变化最大, 这改变了40 m以浅和以深大范围的海水交换过程, 影响温度和盐度锋面的形成, 进而影响逆温层结构的稳定性。