图3—14是大西洋准经线方向断面水温分布。可以看出，水温大体上随深度的增加呈不均匀递减。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。

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。

以主温跃层为界，其上为水温较高的暖水区，其下是水温梯度很小的冷水区。冷、暖水区在亚极地海面的交汇处，水温梯度很大，形成极锋。极锋向极一侧的冷水区一直扩展至海面，暖水区消失。

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(uppermixedlayer)。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。

在混合层的下界，特别是夏季，由于表层增温，可形成很强的跃层，称为季节性跃层。冬季，由于表层降温，对流过程发展，混合层向下扩展，导致季节性跃层的消失。

在极锋向极一侧，不存在永久性跃层。冬季甚至在上层会出现逆温现象，其深度可达100m左右(图3—15)，夏季表层增温后，由于混合作用，在逆温层的顶部形成一厚度不大的均匀层。因此，往往在其下界与逆温层的下界之间形成所谓“冷中间水”，它实际是冬季冷水继续存留的结果。当然，在个别海区它也可由平流造成。

大西洋水温分布的这些特点，在太平洋和印度洋也都存在。

关于季节性跃层的生、消规律如图3—16所示。这是西北太平洋(50°N，145°W)的实测情况。

3月，跃层尚未生成，即仍然保持冬季水温的分布状态。随着表层的逐渐增温，跃层出现，且随时间的推移，其深度逐渐变浅，但强度逐渐加大，至8月达到全年最盛时期；从9月开始，跃层强度复又逐渐减弱，且随对流混合的发展，其深度也逐渐加大，至翌年1月已近消失，尔后完全消失，恢复到冬季状态。

值得提出的是在季节跃层的生消过程中，有时会出现“双跃层”现象，如图中7月和8月的水温分布就是这样。这是由于在各次大风混合中，混合深度不同所造成的。

再者，在深海沟处有时会出现水温随深度缓升的逆温现象，这一方面可能由于地热的影响，另外也常因为压力增大，绝热增温使然，因此在研究大洋深层海水运动和水团分布时，最好采用位温为宜。
　　本文标题：世界大洋温度、盐度、密度的分布和水团(2)
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