第四章专题：温跃层和逆温层
参考章节： 6.1-6.2， 6.20-6.23 其中6.22，6.23为重点
问题：
答：
海水中的热量主要来自太阳辐射。从整个海水的年平均温度来看，几乎没有变化，但一年中不同季节、不同海区的热量收支并不平衡，因此引起了海水中温度的分布与变化的不同。海洋热量的收入以太阳短波辐射和大气长波辐射最为重要，洋流带来的热量只对局部海区有较大影响，其它方式所提供热量较少；热量的支出以海面辐射和蒸发更为重要，在局部海区由洋流带走的热量对水温变化也有较大影响。同时由于海水的垂直紊动混合，可把热量传到深处。进入海洋中的太阳辐射能，除很少部分返回大气外，余者全被海水吸收，转化为海水的热能。其中约60％的辐射能被1m厚的表层吸收，因此海洋表层水温较高。 （1）温度的水平分布特征
a.大洋表层
1）由图1可看出，等温线的分布，沿纬线大致呈带状分布，特别在南半球40°S以南海域，等温线几乎与纬圈平行，这种分布趋势冬季比夏季更为明显，这与太阳辐射的纬度变化密切相关。
2）海表温度的最高值出现在赤道，然后由赤道向两极，水温逐渐降低，到极圈附近降至0℃左右（如图2所示）；在极地冰盖之下，温度接近于对应盐度下的冰点温度。例如南极冰架之下曾有-2.1℃的记录。
3）由于洋流的作用，在两半球的副热带到温带海区，特别是北半球，等温线偏离带状分布，在大洋西部向极地弯曲，大洋东部则向赤道方向弯曲。这种格局造成大洋西部水温高于东部。在亚北极海区，水温分布与上述特点恰恰相反，即大洋东部较大洋西部温暖。大洋两侧水温的这种差异在北大西洋尤为明显，东西两岸的水温差，夏季有6℃左右，冬季可达12℃之多。造成这种分布特征的主要原因是在副热带海区，大洋西部是暖流区，东部为寒流区；在亚北极海区正好相反。在南半球，由于三大洋连成一片以及南极绕极流的存在，东西温度差异不明显。
4)冬季表层水温的分布特征与夏季相似，但水温的经线方向梯度比夏季大。
检验检疫b、大洋深层
表层以下，太阳辐射的直接影响迅速减弱，环流情况也与表层不同，所以水温的分布与表层差异甚大。
由图3，500m深水温的经线方向梯度明显减小，在大洋西边界流相应海域，出现明显的高温中心。大西洋和太平洋的南部高温区高于10℃，太平洋北部高于13℃，北大西洋最高达
17℃以上。
1000m的深层上，水温的经线方向变化更小，但在北大西洋东部，由于高温高盐的地中海水溢出直布罗陀海峡下沉，出现了大片高温区；红海和波斯湾的高温高盐水下沉，使印度洋北部出现相应的高温区。在4000m层，温度分布趋于均匀，整个大洋的水温差不过3℃左右。至于底层的水温主要受南极底层水的影响，其性质极为均匀，约0℃左右。
（2）沿垂向分布
大洋水体沿垂直方向大致分为三层：a. 混合层；b. 温跃层；c. 恒温层。水温大体上随深度的增加呈不均匀递减。（如图4所示）
a. 混合层
暖水区的表面，由于受动力(风、浪、流等)及热力(如蒸发、降温、增密等)因素的作用，引起强烈湍流混合，从而在其上部形成一个温度铅直梯度很小，几近均匀的水层，常称为上均匀层或上混合层(upper mixed layer)。上混合层的厚度在不同海域、不同季节是有差别的。在低纬海区一般不超过100m，赤道附近只有50～70m，赤道东部更浅些。冬季混合层加深，低纬海区可达150～200m，中纬地区甚至可伸展至大洋主温跃层。
b. 温跃层
低纬海域的暖水只限于薄薄的近表层之内，其下便是温度铅直梯度较大的水层，在不太厚的深度内，水温迅速递减，此层称为大洋主温跃层(the main thermocline)，相对于大洋表层随季节生消的跃层(the seasonal thermocline)而言，又称永久性跃层(the permanent thermocline)。大洋主温跃层以下，水温随深度的增加逐渐降低，但梯度很小。
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大洋主温跃层的深度并不是随纬度的变化而单调地升降。它在赤道海域上升，其深度大约在300m左右；在副热带海域下降，在北大西洋海域(30°N左右)，它扩展到800m附近，在南大西洋(20°N左右)有600m；由副热带海域开始向高纬度海域又逐渐上升，至亚极地可升达海面，大体呈“W”形状分布。
c. 恒温层
在温跃层以下直到海底，水温一般变化很小，常在2～6℃间，尤其在能效监测终端2000～6000米深度区，水温为2℃左右，故称恒温层。
图4 大平洋典型温度垂直剖面图
2、大洋密度分布特征
(1)水平分布
海水密度是温度、盐度和压力的函数。在大洋上层，特别是表层，主要取决于海水的温度和盐度分布情况。如图5所示，赤道区温度最高，盐度也较低，因而表层海水密度最小，密度超量γ约为 23，由此向两极方向，密度逐渐增大。在副热带海域，虽然盐度最大，但因温度下降不大，仍然很高，所以密度虽有增大，但没有相应地出现极大值，密度超量γ约只为 26。随着纬度的增高，盐度剧降，但因海水温度降低引起的增密效应比降盐减密效应更大，所以密度继续增大。最大密度出现在寒冷的极地海区，如格陵兰海的密度超量γ达 28 以上，南极威德尔海也达 27.9 以上。
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随着深度的增加，密度的水平差异如同温度和盐度的水平分布相似，在不断减小。至大洋底层则已相当均匀。
图5 大西洋与印度洋10m层年平均密度（千克每米立方）
（2）沿垂向分布
密度的铅直向分布在大洋中，平均而言，温度的变化对密度变化的影响要比盐度大。因此，密度随深度的变化主要取决于温度。海水温度随着深度的分布是不均匀地递减，因而海水的密度即随深度的增加而不均匀地增大。图6为典型的密度垂直分布图。
在赤道至副热带的低中纬海域，与温度的上均匀层相应的一层内，密度基本上是均匀的。向下，与大洋主温跃层相对应，密度的铅直梯度也很大，此称为密度跃层。由于主温跃层的深度在不同纬度带上的起伏，从而密跃层也有相应的分布。热带海域表层的密度小，跃层的强度大，副热带海域表面的密度增大，因而跃层的强度就相对减弱。至极锋向极一侧，由于表层密度超量已达27左右或更大些，因此铅直向上已不再存在中、低纬海域中那种随深度迅速增密的水层。中、低纬海域密跃层以下及高纬海域中的海水密度，其铅直向变化已相当小了。海水下沉运动所能达到的深度，基本上取决于其自身密度和环流情况。由于大洋表层的密度是从赤道向两极递增的，因此，纬度越高的表层水，下沉的深度越大。南极威德尔海的高密(27.9)冷水(0℃左右)，可沿陆坡沉到海底，并向三大洋底部扩散；南极辐聚带的冷水则只能下沉到1000m左右的深度层中向北散布；副热带高盐水，因水温较高，其密度较小只能在盐度较低、温度很高的赤道海域的低密表层水之下散布。
由上可见，在海面形成的不同密度的海水是按其密度大小沿等密面(严格说是等位密面)下沉至海洋各深层的，并且下沉后都向低纬海域扩展。因而，在低纬海域，温度、盐度和密度在铅直方向上的分布，在一定程度上反映了大洋表层经向上的分布特征。
图6 宜昌市康庄路小学大洋中典型的密度铅直向分布
3、大洋速度矢量的分布特征
从上一专题的讨论我们知道，全球大洋表层海流受底层风应力影响。风场在副热带洋区表现为一个反气旋环流，与之对应的是低纬地区盛行东信风，高纬地区吹西风。西边界由于边界强化效应，流速大流幅窄。太平洋与大西洋的环流型有相似之处：在南北半球都存在一个与副热带高压对应的巨大反气旋式大环流(北半球为顺时针方向，南半球为逆时针方向)
；在它们之间为赤道逆流；两大洋北半球的西边界流(在大西洋称为湾流，在太平洋称为黑潮)都非常强大，而南半球的西边界流(巴西海流与东澳海流)则较弱；北太平洋与北大西洋沿洋盆西侧都有来自北方的寒流；在主涡旋北部有一小型气旋式环流。各大洋环流型的差别是由它们的几何形状不同造成的。印度洋南部的环流型，在总的特征上与南太平洋和南大西洋的环流型相似，而北部则为季风型环流，冬夏两半年环流方向相反。在南半球的高纬海区，与西风带相对应为一支强大的自西向东绕极流。另外在靠近南极大陆沿岸尚存在一支自东向西的绕极风生流。图7为全球环流示意图。
海水的垂直运动分为两种，一为由热盐效应驱动的热盐环流，一为由于Ekman运动导致的海水上升下沉运动。在深度1500-2000m到海底存在着深层环流，纯属热盐效应驱动的。它是由于在极地地区温度较低海水结冰，使得海水密度增大下沉，然后海水由于压强梯度力的存在在底层向低纬度运动，根据质量守衡原理，北大西洋和南极大陆边缘的海水局部下沉需要大部分中、低纬的海水上升来平衡。这样产生的经圈环流在大西洋最为明显。全球大洋由于下沉运动造成的海水垂直运动的示意图如图8。由于大气对海洋的作用，上层暖的海区一般有下沉流，如太平洋西岸涌升流；上层冷的海区有上升流，如秘鲁沿岸的冷水上翻。
图8 全球热盐环流示意图
4.2比较一下大气逆温层和海洋温跃层特征及异同。
答：
1、大气逆温层
由于太阳短波辐射从地面反射到空气的，加热是越接近地面越显著的，因此随高度增加，气温亦越来越低。一种和此情况相反的，温度随高度的增加而增加，称为逆温现象；受逆温现象影响的一段垂直厚度大气则称之为逆温层。
受逆温层影响的地区，大气都趋于稳定，对流不易发生；因此，随寒潮所带来的逆温外，一般逆温现象都会引致地面风力微弱；空气中的悬浮粒子因而聚积而使空气的质素变得恶劣。
逆温层的形成原因主要有以下几种：一是地面辐射冷却；二是空气平流冷却；三是空气下沉增温；四是空气的乱流混合；五是锋面上形成的逆温。按形成的原因不同，将逆温层可
分为辐射逆温层，平流逆温层，下沉逆温层，锋面逆温层和乱流逆温层。但不论哪一种逆温层，都对天气有一定的影响。
2、海洋温跃层
温跃层是位于海面以下温度和密度有巨大变化的薄薄一层，是上层的薄暖水层与下层的厚冷水层间出现水温急剧下降的层。温跃层把变化缓慢的深海与变化迅速的上层海洋分隔开来。图4是全球纬向平均后海水温度随深度的变化。可见中纬度海区的温跃层最深，低纬度海区的温跃层较浅。有永久性温跃层与季节性温跃层，高纬度海区的温跃层多属于季节性的。
大洋中温跃层的形成，主要是由于太阳辐射加热、地球自转、大气风应力、海洋上翻流及盐热环流等物理过程综合作用的结果。例如，自中纬度向极区，温跃层底界向极区是斜向上的，这类似于大气中的锋面，主要也是由于地球自转才使其倾斜的。又如，热带区域温跃层底界是东浅西深倾斜的，这主要是偏东信风拖带暖美商业飞船将首飞海水在西部堆积之故。‘
3、比较
（1）相同点
逆温层和温跃层分别相对于大气和海洋来说都是很薄的一层；逆温层和温跃层都是稳定层结，有利于波的产生和维持；在逆温层和温跃层的上部和下部流体都有着非常不同的特性；热成风关系在逆温层和温跃层都适用。
（2）不同点
持续的时间不同：海洋密度比大气密度大，分布比较均匀，所以海洋中存在永久性温跃层（低纬地区温跃层），而大气中的层结结构是经常变化的，不能维持很长时间。
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