基于海豹觀測(cè)的阿拉斯加灣東部陸坡海域逆溫現(xiàn)象及其衰退機(jī)制

郭紹敬，靖春生*，張善武，王維波

(1.自然資源部第三海洋研究所，福建 廈門 361005；2.福建省海洋物理與地質(zhì)過程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，福建 廈門 361005)

1 引言

阿拉斯加灣（Gulf of Alaska，GOA）是一個(gè)位于東北太平洋副極地的半封閉海灣（圖1）。由于海區(qū)強(qiáng)降雨、周邊河流以及冰川融化的淡水注入，GOA 存在明顯的垂向鹽度梯度，形成穩(wěn)定的密度層結(jié)。當(dāng)冬季大氣冷卻時(shí)，混合層出現(xiàn)大幅降溫，而混合層以下海水降溫不明顯，出現(xiàn)水體位溫隨水深增大而遞增的逆溫現(xiàn)象。GOA 逆溫現(xiàn)象主要發(fā)生在冬季，在晚冬（3 月）發(fā)展至峰值。進(jìn)入春夏季，由于海表溫度升高和垂向混合作用，逆溫現(xiàn)象逐步衰退[1-2]。早期的北太平洋副極地水文特征分析發(fā)現(xiàn)整個(gè)GOA 皆有逆溫現(xiàn)象[3]。然而，后續(xù)的研究顯示在GOA 中央深海區(qū)并無逆溫現(xiàn)象，逆溫層主要分布于GOA 北部和約52°N以南的副極地邊界海域[1-2,4]。Ueno 和Yasuda[5]通過分析世界海洋數(shù)據(jù)集（World Ocean Dataset，WOD）和Argo 浮標(biāo)資料發(fā)現(xiàn)，GOA 北部為逆溫現(xiàn)象發(fā)生的高頻區(qū)，而海盆中央的發(fā)生頻率較低。由此可見，GOA 的逆溫現(xiàn)象在空間分布和發(fā)生頻率上均存在差異。

圖1 2014 年3-4 月阿拉斯加灣東部陸坡海域北象海豹溫鹽剖面位置分布Fig.1 Distribution of potential temperature and salinity profiles observed by north elephant seal during March to April,2014 over eastern continental slope in the Gulf of Alaska

目前，對(duì)于逆溫現(xiàn)象生消的動(dòng)力機(jī)制存在一定的爭(zhēng)議。Ueno 和Yasuda[5]提出GOA 表層季節(jié)性冷卻和加熱是GOA 逆溫現(xiàn)象生消的原因，但主要關(guān)注了逆溫上界溫度變化過程，缺乏逆溫下界溫度在逆溫層演變中的作用解析。另有研究表明，垂向湍擴(kuò)散對(duì)于逆溫層生消過程起著重要作用[6-7]。Chen 等[6]利用一維擴(kuò)散模型研究了東海逆溫層生消發(fā)展的動(dòng)力過程，指出由于長(zhǎng)江沖淡水的覆蓋導(dǎo)致上層層結(jié)穩(wěn)定性較強(qiáng)，表層海水在秋季失熱造成在次表層出現(xiàn)逆溫現(xiàn)象，隨后冬季垂向混合加強(qiáng)，逆溫現(xiàn)象逐漸消失。陳志華和 趙進(jìn)平[7]根據(jù)冰海耦合的一維柱形模型的結(jié)果，指出躍層穩(wěn)定性增強(qiáng)導(dǎo)致了次表層湍擴(kuò)散系數(shù)的快速降低，是北冰洋形成次表層暖水峰的關(guān)鍵因素。

過去對(duì)GOA 逆溫現(xiàn)象的特征研究主要是基于Argo 數(shù)據(jù)和世界大洋環(huán)流實(shí)驗(yàn)（World Ocean Circulation Experiment,WOCE）斷面數(shù)據(jù)，受冰期的制約，其空間和時(shí)間覆蓋率都較低[5,8-9]，特別是連續(xù)性觀測(cè)數(shù)據(jù)尤為不足，而無法分析逆溫現(xiàn)象的日演變過程。利用海豹等海洋哺乳動(dòng)物的生活習(xí)性，借助安裝在其身體上的觀測(cè)設(shè)備進(jìn)行海洋環(huán)境要素觀測(cè)，可以快速有效地收集到更多連續(xù)性強(qiáng)的實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)。自2004 年以來，通過這一方式在全球獲取了超過50 萬個(gè)溫鹽剖面，已經(jīng)成為觀測(cè)高緯度海域水文特征的重要手段[10-12]，近期在北太平洋取得了部分成果[13-14]，但尚未應(yīng)用在GOA 的逆溫現(xiàn)象研究上。本文將利用北象海豹在GOA 東部陸坡海域收集的水文剖面數(shù)據(jù)分析該海域逆溫現(xiàn)象的空間分布和日演變過程，并應(yīng)用一維擴(kuò)散模型揭示逆溫層衰退的動(dòng)力過程，由此加深對(duì)北太平洋副極地逆溫層及其水體演變過程的認(rèn)識(shí)。

2 數(shù)據(jù)和方法

2.1 數(shù)據(jù)

本文采用的溫鹽剖面數(shù)據(jù)是美國(guó)綜合海洋觀測(cè)系統(tǒng)（USIOOS）通過安裝在北象海豹頭部的自動(dòng)溫鹽深儀（CTD-SRDL）觀測(cè)得到。CTD-SRDL 的溫度、鹽度精度分別為0.005°C、0.02，采樣頻率設(shè)置為1 Hz，受海豹在海面停留時(shí)間、數(shù)據(jù)量和通訊電能損耗等限制，僅有17 層數(shù)據(jù)在海豹上浮至海面時(shí)被傳輸至Argo 衛(wèi)星系統(tǒng)[15]。這些溫鹽剖面經(jīng)過壓力效應(yīng)訂正后被插值成1 m 等深間隔，隨后進(jìn)行質(zhì)量控制，如鹽度偏移校正、熱滯后效應(yīng)校正等[16-17]。自2004 年開始，USIOOS 幾乎每年都在加利福尼亞海岸捕捉北象海豹安裝CTD-SRDL，進(jìn)行東北太平洋海洋環(huán)境要素觀測(cè)。2014 年2 月14 日，一頭北象海豹順著北美西海岸往北遷徙，3 月下旬到達(dá)59.5°N 附近的陸坡海域，并在很小的范圍內(nèi)停留了近1 個(gè)月的時(shí)間。3 月2 日至4 月22 日（UTC），CTD-SRDL 共采集了184 個(gè)原始溫鹽剖面，其中有24 個(gè)剖面因缺失鹽度記錄在質(zhì)控時(shí)已被舍去。此外，出于部分剖面無法完整刻畫逆溫層結(jié)構(gòu)的原因，本文還剔除了5 個(gè)觀測(cè)水深不足150 m 的剖面。最終，本文使用的溫鹽剖面共有155 個(gè)，平均每日約3 個(gè)，觀測(cè)深度主要集中在700 m以淺（占剖面數(shù)的82%），最大觀測(cè)深度約為942 m，其觀測(cè)站位的空間分布見圖1。總體上，CTD-SRDL數(shù)據(jù)具有兩方面優(yōu)勢(shì)：一是與Argo 剖面分布相比，CTD-SRDL 數(shù)據(jù)的時(shí)空連續(xù)性良好，且位于Argo 難以覆蓋的陸坡海域；二是灣內(nèi)長(zhǎng)期觀測(cè)位于東南部和西北部，而東部陸架陸坡區(qū)的水文觀測(cè)則較為缺乏，CTD-SRDL 數(shù)據(jù)可以彌補(bǔ)這一不足。因此，CTD-SRDL數(shù)據(jù)有其獨(dú)特的使用價(jià)值和意義。

海表凈熱通量的日變化數(shù)據(jù)采用第三版的美國(guó)國(guó)家海洋和大氣管理局（National Oceanic and Atmospheric Administration，NOAA）20世紀(jì)再分析資料（20CRv3）[18]。20CRv3 提供1836-2015 年間的全球大氣環(huán)流綜合數(shù)據(jù)集，網(wǎng)格分辨率為1.0°× 1.0°。相比較于之前的版本，20CRv3同化了大量的大氣壓強(qiáng)觀測(cè)數(shù)據(jù)，配置更新、更高分辨率的數(shù)值模型，可有效地減小海平面氣壓偏差。此外，本文還使用了SODA3.4.2資料，其系統(tǒng)性誤差與上層海洋非模型統(tǒng)計(jì)客觀分析的水平相當(dāng)。特別是極地區(qū)域凈熱通量和淡水通量的偏差顯著減小，在高緯度氣候的研究中具有較好的適用性[19]。本文使用了該資料的溫度、海流、風(fēng)應(yīng)力、海表凈熱通量以及上混合層深度數(shù)據(jù)，水平空間分辨率為0.25°× 0.25°，垂向共50 層，其中300 m 以淺有20 層。

2.2 方法

本文主要以逆溫幅度（ΔT）和逆溫厚度（ΔD）來表征逆溫層強(qiáng)弱，參照Ueno 和Yasuda[5]的識(shí)別算法，以GOA 北部陸坡海域的觀測(cè)剖面為例（圖2）說明兩者的計(jì)算方法：ΔT=Tmax-Tmin，ΔD=Dmax-Dmin。其中，Tmin(Tmax)為逆溫層上（下）界溫度最小（大）值，Dmin（Dmax）是逆溫層上（下）界深度。一般情況下，當(dāng)逆溫幅度滿足 ΔT＞0.1°C 的條件時(shí)，將該剖面視為存在逆溫現(xiàn)象。

圖2 位于GOA 北部陸坡海域（58.714 6°N，140.570 0°W）的位溫（黑線）和鹽度（灰線）剖面Fig.2 Profile of potential temperature (black line) and salinity(grey line) in the northern continental slope,Gulf of Alaska(58.714 6°N,140.570 0°W)

3 逆溫層的空間分布與演變過程

CTD 觀測(cè)剖面位置在3 月2-31 日沿著陸坡海域向北分布，3 月25 日至4 月22 日主要集中在GOA北部陸坡海域（圖1）。因此，依據(jù)剖面位置的空間分布特點(diǎn)，首先分析3 月GOA 東部陸坡海域逆溫層的空間分布特征，其后以集中在北部陸坡海域的剖面數(shù)據(jù)研究逆溫現(xiàn)象的日演變過程。

3.1 逆溫層的空間分布特征

通過3 月沿陸坡海域的海水位溫、鹽度及位密斷面圖（圖3）可以看出，50°～58.5°N 之間，200 m 以淺水體溫鹽的空間差異明顯，位溫沿陸坡向北遞減，鹽度在約52°N南側(cè)和56.5°～58.5°N之間具有較低值。混合層呈明顯的變化，在52°N 以南，混合層深度較淺（小于80 m），而在52°～53°N 和57°～58°N 之間較深，最深分別約為150 m 和190 m。總體上，混合層深度具有沿陸坡向北變深的趨勢(shì)。在58°N 以北陸坡海域，觀測(cè)數(shù)據(jù)較為集中，海水溫鹽特征變化不大，混合層深度主要介于100～150 m，變化幅度約為18 m。對(duì)密度而言，其空間變化與鹽度基本一致，兩者垂直結(jié)構(gòu)穩(wěn)定，具有顯著躍層（圖3b，圖3c）。

從圖3a 可以發(fā)現(xiàn)，在約50°N 以北的陸坡海域，水體中存在顯著的逆溫現(xiàn)象，逆溫層上（下）界深度位于混合層深度之上（下）。通過計(jì)算逆溫幅度和逆溫厚度來判斷陸坡逆溫層強(qiáng)弱，其分布如圖4 所示。總的來看，逆溫幅度介于0.2～1.6°C 之間，平均約0.98°C，逆溫厚度范圍在20～280 m 之間，平均為110 m。具體可見，在50°～58°N 間的陸坡海域，逆溫層上界深度較淺，下界深度沿陸坡向北變深（圖3a），相應(yīng)的逆溫幅度沿陸坡向北逐漸增大，逆溫厚度沿陸坡向北逐漸變厚，其中在56°～58°N 之間，逆溫厚度具有最大平均值，為149 m（圖4，表1）。在58°N 以北的陸坡海域，逆溫幅度普遍高于1.0°C，具有最大平均值，為1.14°C，逆溫層上界深度明顯變深，較大部分位于混合層底部（圖3a），平均逆溫厚度約為100 m，明顯薄于56°～58°N 之間的平均值（圖4，表1）。總體而言，沿陸坡向北，冬季海表凈熱通量損失增大，逆溫幅度不斷增強(qiáng)，與前人的認(rèn)識(shí)一致[2]。

表1 逆溫幅度（ ΔT ）和逆溫厚度（Δ D ）沿陸坡的平均值Table 1 Along slope-averaged temperature difference(Δ T ) and thickness (Δ D)

圖3 2014 年3 月位溫（a）、鹽度（b）、位密（c）沿陸坡的斷面Fig.3 The section of potential temperature (a),salinity (b),and potential density (c) along the continental slope in March 2014

圖4 2014 年3 月逆溫幅度（a）和逆溫厚度（b）的空間分布Fig.4 Distribution of temperature difference (a) and thickness (b) in March 2014

3.2 逆溫層的演變過程

利用3月25日至4月22日集中于GOA北部陸坡海域較小范圍內(nèi)（59.32°～59.67°N，143.46°～141.18°W）的94 個(gè)溫鹽剖面數(shù)據(jù)，將每日的數(shù)據(jù)平均成1 個(gè)剖面（分布見圖5），以分析逆溫層的日演變過程。從圖6a可見，隨時(shí)間的推移，0～300 m 間水體位溫演變明顯，這一演變過程大體可以分為兩個(gè)階段。第一階段：3月22日至4月9日，混合層水體位溫較為均勻，且無明顯變化。逆溫層下界溫度在3 月下旬接近6.5°C，隨后減弱。第二階段：4 月9-22 日，表層位溫逐漸升高，混合層低溫（小于5.6°C）水體范圍縮小。相反地，次表層位溫持續(xù)降低，如6°C 等溫線逐漸脫離混合層深度，并向逆溫層下界深度靠攏。由于海域內(nèi)水文特性存在一定差異或受局地動(dòng)力因素如風(fēng)場(chǎng)攪拌等變化的影響，在3 月25 日至4 月22 日期間，逆溫幅度和逆溫厚度具有振蕩變化，但5 天平滑的變化可見兩者在此期間呈衰退趨勢(shì)（圖7）。具體而言，逆溫層上界溫度變化較小，而下界溫度明顯下降，因此逆溫幅度的弱化主要是下界溫度降低導(dǎo)致的（圖6a）。對(duì)于逆溫厚度，較厚值主要是逆溫層上界深度接近水面造成的，如 在3 月27-28 日，4 月10-12 日 及4 月14 日。4 月16 日之后逆溫層下界深度位于混合層底部，導(dǎo)致逆溫厚度迅速變薄（圖6a，圖7）。

圖5 2014 年3 月25 日至4 月22 日每日平均的剖面位置分布Fig.5 Distribution of daily-averaged profiles from March 25 to April 22,2014

圖6 2014 年3 月25 日至4 月22 日位溫（a）、鹽度（b）、位密（c）的時(shí)間變化Fig.6 Temporal evolutions of potential temperature (a),salinity (b),and potential density (c) profiles from March 25 to April 22,2014

圖7 逆溫幅度和逆溫厚度的日變化Fig.7 Time series of temperature difference and thickness

除了位溫及逆溫結(jié)構(gòu)變化之外，水柱的鹽度和密度特性同樣具有明顯的演變過程。對(duì)鹽度而言（圖6b），在第一階段，32.6 等鹽度線位于混合層底部，33.0 等鹽度線略深于混合層深度。在第二階段，混合層鹽度明顯下降，32.6 等鹽度線逐漸變深，在4 月中下旬與混合層深度重合，而33.0 等鹽度線逐漸遠(yuǎn)離混合層深度向逆溫層下界深度靠攏，33.4 和33.6 等鹽度線也具有下沉的趨勢(shì)。對(duì)于位密（圖6c），與鹽度變化類似，由于水體升溫和淡化，4 月期間混合層位密降低。在0～200 m 深度范圍，等位密線具有逐漸變深的趨勢(shì)，例如25.6 kg/m3等位密線在第二階段逐漸與混合層深度重合，26 kg/m3等位密線在3 月25 日至4 月22 日期間深度從150 m 下沉到超過200 m，而更深層的26.4 kg/m3等密度線變化趨勢(shì)并不明顯。

上述分析表明，3 月25 日至4 月22 日逆溫現(xiàn)象處于衰退階段，期間水體不僅表現(xiàn)為逆溫層下界溫度降低及其相應(yīng)的逆溫幅度和逆溫厚度弱化，還具有降鹽減密的演變過程。

4 逆溫層衰退的動(dòng)力過程

上文中，3 月25 日至4 月22 日逆溫現(xiàn)象處于衰退階段，水體具有明顯的溫鹽混合演變過程。為了研究這一衰退的動(dòng)力機(jī)制，首先利用SODA3.4.2 資料分析混合層熱量的變化過程，以確定逆溫層衰退的動(dòng)力因素，混合層熱量收支方程[20]可表示為

式中，Tm為混合層平均位溫；Qnet是海表凈熱通量；Cp為海水的比熱容，取值為3.981×103J/(kg·°C)；ρ是海水密度；Hm為混合層深度；u、v分別為混合層緯向和經(jīng)向流速；w是垂向卷挾速度；δT是混合層平均位溫與混合層下1 m 處的位溫差值。

圖8 給出了混合層熱量收支分量的變化，由圖可見，垂向卷挾項(xiàng)數(shù)值較小，基本可以忽略。位溫平流項(xiàng)的量值在4 月6 日前較小，6-19 日，保持在約0.01°C/d，隨后減小。雖然位溫平流項(xiàng)對(duì)混合層熱量具有一定貢獻(xiàn)，但對(duì)于整個(gè)觀測(cè)期間而言，位溫趨勢(shì)項(xiàng)與凈熱通量項(xiàng)變化一致，可見凈熱通量項(xiàng)主導(dǎo)了混合層熱量的變化，這與前人提出的逆溫生消過程主要是受海表加熱和冷卻作用的結(jié)果相一致[1-2]。因此，我們進(jìn)一步參考文獻(xiàn)[6]應(yīng)用的一維擴(kuò)散模型，忽略水平平流和水平擴(kuò)散，僅考慮垂向擴(kuò)散作用，模擬這一時(shí)期湍擴(kuò)散效應(yīng)導(dǎo)致的溫鹽變化，該模型公式為

圖8 混合層熱量收支分量的日變化Fig.8 Time series of heat budget terms in the mixed layer

式中，KT是海水溫鹽的垂向湍擴(kuò)散系數(shù)，其數(shù)值參考文獻(xiàn)[21]的估算，采用PP（Pacanowski 和 Philander[22]）參數(shù)化方案，利用SODA 海流數(shù)據(jù)計(jì)算而來。QS/ρ表示海表面鹽度（SSS）變化項(xiàng)，主要是由降水、蒸發(fā)、徑流以及冰雪融化或結(jié)冰而導(dǎo)致淡水通量變化引起的。

從凈熱通量和海表面溫度（SST）變化（圖9a）可以看出，3 月25 日至4 月22 日期間，海表逐漸開始吸收熱量，SST 在3 月下旬略微下降，4 月與凈熱通量變化類似，呈現(xiàn)振蕩上升的變化過程。對(duì)于SSS 變化，由于缺少相應(yīng)的河流徑流量數(shù)據(jù)，無法直接獲取QS的變化，這里以實(shí)際觀測(cè)的SSS 變化表示，隨著冰雪融化帶來的大量淡水注入[23]，SSS 呈下降趨勢(shì)（圖9b）。

圖9 凈熱通量和SST（a）、SSS（b）的日變化（實(shí)線）及趨勢(shì)（虛線）Fig.9 Time series (solid line) of net heat flux and SST(a),SSS(b) with corresponding trends (dotted line)

以3 月25 日的觀測(cè)數(shù)據(jù)作為初始溫鹽剖面，由于缺乏相應(yīng)時(shí)期的湍擴(kuò)散觀測(cè)數(shù)據(jù)，利用SODA 海流數(shù)據(jù)計(jì)算的擴(kuò)散系數(shù)與實(shí)際擴(kuò)散系數(shù)存在一定的差異。通過對(duì)比3 月25 日至4 月22 日期間觀測(cè)和模擬的溫鹽變化趨勢(shì)，對(duì)垂向湍擴(kuò)散系數(shù)KT進(jìn)行了率定，以進(jìn)一步確定KT的數(shù)值。結(jié)果顯示，當(dāng)KT系數(shù)擴(kuò)大至1.45 倍時(shí)，模擬的溫鹽變化趨勢(shì)與觀測(cè)的均方根誤差相對(duì)較小，分別為0.09°C、0.06，此時(shí)溫鹽下降幅度與觀測(cè)的較為相近（圖10）。由圖10 可見，在約100 m以淺的上層水體位溫升高，其中表層升溫超過0.4°C，但混合層底部位溫變化趨勢(shì)較小。在次表層，以逆溫層下界深度為中心的120～180 m 水層（由于具有高溫特性，為了便于表述，將這一范圍稱為暖水層）溫鹽下降最明顯，其中觀測(cè)和模擬的位溫下降峰值都出現(xiàn)在140 m，鹽度分別出現(xiàn)在150 m 和155 m。在暖水層范圍，模擬的溫鹽平均下降幅度為0.63°C、0.38，觀測(cè)的溫鹽平均下降幅度為0.75°C、0.47（圖10）。因此在逆溫層衰退期間，湍擴(kuò)散系數(shù)KT在混合層及次表層平均值分別為2.6× 10-5m2/s、2.3× 10-5m2/s 時(shí)，湍擴(kuò)散作用導(dǎo)致的溫鹽演變與觀測(cè)的變化趨勢(shì)較為一致。

圖10 觀測(cè)（黑色實(shí)線）和模擬（灰色虛線）的位溫（a）、鹽度（b）變化趨勢(shì)Fig.10 Potential temperature (a)，salinity (b) trend of the observation (black solid line) and model (grey dotted line)

在進(jìn)一步確定湍擴(kuò)散系數(shù)后，模擬的溫鹽和密度垂直變化如圖11 所示。顯然可見，對(duì)于位溫，隨海表不斷吸收熱量，表層較強(qiáng)的湍擴(kuò)散作用導(dǎo)致混合層上部位溫在4 月中下旬明顯升高，但底部位溫變化微弱。對(duì)于鹽度，由于冰雪融化的淡水匯入[23]，混合層海水鹽度持續(xù)下降。在次表層，因?yàn)榫哂休^大的溫鹽梯度，因此雖然湍擴(kuò)散系數(shù)較低，但其溫鹽下降幅度仍最為顯著，鹽度和密度等值線向下移動(dòng)。這一過程造成暖水層位溫下降顯著，逆溫幅度明顯衰弱，逆溫層上下界深度變深。總的來看，雖然模擬的溫鹽下降峰值與觀測(cè)值還分別存在接近0.24°C、0.10 的差距，但考慮到4 月20-22 日觀測(cè)溫鹽在混合層底部及次表層變化較為劇烈（圖6a，圖6b），因此，總體上模擬結(jié)果中溫鹽演變趨勢(shì)與觀測(cè)的吻合程度較好，同時(shí)表明湍擴(kuò)散在逆溫層衰退階段具有主導(dǎo)作用。

圖11 一維擴(kuò)散模型模擬的位溫（a）、鹽度（b）和位密（c）時(shí)間變化Fig.11 Variations of potential temperature (a),salinity (b),and potential density (c) from the one-dimensional diffusion model

綜上分析，3 月25 日至4 月22 日逆溫層衰退期間，位溫演變主要表現(xiàn)有兩方面：其一，表層受熱通過湍擴(kuò)散作用導(dǎo)致表層位溫在4 月中下旬升溫，但底部低溫屬性變化不明顯；其二，在次表層，由于具有強(qiáng)的位溫梯度，較小的湍擴(kuò)散系數(shù)也可以導(dǎo)致暖水層位溫出現(xiàn)下降峰值。由此表明，湍擴(kuò)散作用下，逆溫層的衰退并不單純是表層受熱導(dǎo)致逆溫層上界溫度升高造成的，實(shí)際上觀測(cè)期間逆溫層上界溫度變化并不明顯。當(dāng)暖水層形成后，湍擴(kuò)散導(dǎo)致熱量向上下水層擴(kuò)散，逆溫層下界溫度顯著降低是造成該時(shí)期逆溫層衰退的主要原因。

5 結(jié)果與討論

利用北象海豹于2014 年3 月25 日至4 月22 日在GOA 東部陸坡海域觀測(cè)到的155 個(gè)溫鹽剖面數(shù)據(jù)，分析了該海域逆溫的空間分布和演變過程，并通過一維擴(kuò)散模型研究逆溫層衰退的動(dòng)力過程，得出如下主要結(jié)論。

（1）逆溫現(xiàn)象在研究的陸坡海域廣泛存在。逆溫層上（下）界深度位于混合層深度之上(下)。逆溫幅度和逆溫厚度范圍介于0.2～1.6°C，20～280 m 之間，兩者的空間分布存在顯著差異，前者表現(xiàn)為沿陸坡向北幅度逐漸增大，后者在50°～58°N 間的陸坡海域平均厚度往北逐漸變厚，而在58°N 以北陸坡海域平均厚度較薄。

（2）3 月25 日至4 月22 日，GOA 北部逆溫層處于衰退階段。這一時(shí)段盡管逆溫層上界溫度變化較小，但由于逆溫層下界溫度持續(xù)降低，導(dǎo)致逆溫幅度明顯減小。受逆溫層上界深度增加的直接影響，逆溫厚度總體呈變薄的趨勢(shì)。

（3）湍擴(kuò)散作用是逆溫層衰退的主要原因。一維擴(kuò)散模型結(jié)果表明，逆溫層衰退并不單純是表層受熱導(dǎo)致逆溫層上界溫度升高造成的。當(dāng)次表層暖水形成后，湍擴(kuò)散導(dǎo)致熱量向上下水層擴(kuò)散，次表層水體溫鹽屬性趨于均勻，逆溫層下界溫度顯著降低，是造成觀測(cè)期間逆溫層衰退的主要原因。

致謝：本文所用的北象海豹CTD 數(shù)據(jù)集由國(guó)際MEOP（Marine Mammals Exploring the Oceans Pole to Pole）聯(lián)合組織提供（http://www.meop.net），在此謹(jǐn)表謝忱。