温跃层和逆温层作业最终版

1、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：4. 1大洋T, p和的分布特征。答：1、大洋温度的分布特征海水中的热屋主要来自太阳辐射。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，冈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人长波辐射/为重要，洋流帯來的热量只对局部海区右 较人影响，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 由洋流带走的热最对水温变化也有较人影响。同时由于海水的垂直紊动混合，可把热最传到 深处。进入海洋中的

2、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lm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8O°N12O9E160T12O?wLONGITUDE图1太平洋10m层年平均温度分布图1a.大洋表层1）由图1可看出，等温线的分布，沿纬线人致呈带状分布，特别在南半球40° S以南 海域，等温线几乎与纬圈平行，这种分布趙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）海表温度的试高值出现在赤道，然后由赤道向两极，水温逐渐降低，到极圈附近降 至0*C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

3、冰点温度。例如南 极冰架之下曾有-2. 1°C的记录。3）由于洋流的作用，在两半球的制热带到温带海区，特别是北半球，等温线偏离带状分布，在大洋酋部向极地弯曲，人洋东部则向赤道方向弯曲。这种格局造成人洋西部水温高 于东部。在亚北极海区，水温分布与上述特点恰恰相反，即大洋东部较人洋西部温暖。大洋 两侧水温的这种差异在北人西洋尤为明显，东西两岸的水温差，夏季有6°C左右，冬季町达 12C之多。造成这种分布特征的主要原因是在副热带每区，犬洋西部是暖流区，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，东酋 温度差异不明显。4）冬季表层水温的分

4、布特征与夏季相似，但水温的经线方向梯度比夏季大。7b、大洋深层农层以下，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，左人洋低边界流相应海域，出现明显的 高温中心。人西洋和太平洋的南部高温区高于10*C, K平洋北部高于13C,北兴西洋最高 达17°C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卜沉,出现J'人片高温区；红海和波斯湾的高温高盐水卜沉,便印度 洋北部出现相应的高温区。在4000m层，温度分布趋于均匀，整个人洋的水温差

5、不过3C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0C左右。图3500m深水温分布图（2）沿垂向分布人洋水体沿垂直方向人致分为三层：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-个温度铅直梯度很小，几近均匀的水层，常称为上 均匀层或上混介层（upper mixed layer） o上混介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5070m,赤道东部更浅些。冬季

6、混合层加 深，低纬海区可达150200m,中纬地区哄至可伸展至人洋主温跃层。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人的水层，在不太 厚的深度内，水温述速递减，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，又称水久件跃层（the permanent thermocline） o大洋主温跃层以卞，水温随深度的增加逐渐降低，但梯度很小。人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；在副热带海域卜降，在北人西洋

7、海域（30° N左右），它扩展到800m附近， 在南人西洋（20° N左右） 600m；由副热带海域开始旬高纬度海域又逐渐上升，至亚极地町 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26°C间，尤其在20006000 米深度区，水温为2°C左右，故称恒温层。PoMntxl Tenpeatuii CC) la P1« 1STW*0 W3OY0kVW6bS*O"g*4®砂SOO W0C 1500 30003D0 3000 3S« 4«00 4SC0 WOO SSD

8、O «00C MOO TOOO 'SOO SOOD KOO 0000 ®SCO DOOO 10C0 1 UDO 12000 1S0O 0000Di stance (Fmi图4大平洋典型温度垂宜剖面图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。在人洋上层，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Y约为23kg/ill3,由此向两极方向，密度逐渐增人。在副热带海域，虽然盐度 最人，但因温度下降不大，仍然很高，所以密度虽有塔大，但没有相应地出现极大值，密度 超最Y约只

9、为26kg/m3o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人，所以密度继续增人。故大密度出现在寒冷的极地海区，如格陵兰海 的密度超最Y达28kg/ill3以上，南极威徳尔海也达27. 9kg/ill3以上。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柑似，在不断减小。至人 洋底层则已相当均匀。du 的ztrweortloo'tLONGITUDE：图5人西洋与卬度洋10m层年平均密度（T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人。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

10、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人。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。 向卜，与人洋主温跃层相对应，密度的铅直梯度也很人，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M的密度小，跃层的 强度人，副热带海域表面的密度增人，因而跃层的强度就相对减和。至极锋向极一侧，由于 表层密度超量己达27kg /m3左右或更大些，因此铅直向上己不再存在中、低纬海域中那种 随探度迅速增密的水层。中、低纬海域密跃层以卜及高纬海域中的海水密度，其铅直向变化 已相当小了

11、。海水卜沉运动所能达到的深度，基本上取决于其自身密度和坏流情况。由于人 洋表层的密度是从赤道向两极递增的，因此，纬度越帝的表层水，卜沉的深度越人。南极威 徳尔海的高密（27.9 kg/m3）冷水（0°C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卜沉到1000m左右的深度层中向北散布；副热带高盐水，因水温絞 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英密度大小沿等密面（严格说是等位密面） 卜沉至海洋各深层的，并JL卜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

12、，在一定程度上反映了人洋表层经向上的分布特征。图6人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，全球人洋表层海流受底层风应力影响。风场在副热带洋区 表现为一个反气旋坏流，与Z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。太平洋与人西洋的环流型冇相似之处：在南北半球都存在- 个与副热带高压对应的巨大反气旋式大坏流（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；两人洋北半球的酋边界流（在大西洋称为湾流，在太平洋称为黑潮） 都非常强人，而南半球的西边界流（巴西海流与东澳海流）则较弱；北太平洋与北人西洋沿洋 盆西

13、侧都冇來自北方的寒流：在主涡旋北部冇一小型气旋式环流。各人洋环流型的差别是由 它们的几何形状不同造成的。印度洋南部的坏流型，在总的特征上与南太平洋和南人西洋的 环流型相似,而北部则为季风型环流,冬夏两半年坏流方向相反。在南半球的高纬海I乂，与 西风帯相对应为一支强人的口西向东绕极流。另外在靠近南极人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。180800°NSubuuptud Gpw Ify EqujtackiTThyical CikrbI Sy pt” §uNruf B G、ttJlUyeoilSLJXonh VJuncc i t iScjauL Cur

14、renlK inhx) CurrratLcfuwtn Cun? nt(ha?titr> Curwnt syswnaiUxng CuirrntBenguck Cwntni iywmGulf Stmim SystemMvditernmtac5tx> KMvbilijtr$ub(rop«d GynrSrtdvpioai Gyrt3Mrop“al GyiipIM A Aruban Cunti: SpEAHantiv 呻rtlarid Current iystrm/Ujdhas了 CuvM ). u:JwMMlIfaUluiid Malvtndi CurrmtIhruflowNor

15、th AUuntK Suboulai G)rTe)y>te<nAnuCkvun InMlxiUn ExchoiM?电 rth hiufkSubpolarGyrr Syvcm图7表层海洋坏流海水的垂直运动分为两种，一为由热盐效应驳动的热盐环流，一为由于Ekman运动导致 的海水上升卜沉运动。在深度1500-2000m到海底存在着深层坏流，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，使得海水密度增人卜-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 需要人部分中、低纬的海水上升来平衡。这样产生的经圈环流在人酋洋

16、最为明显。全球人洋 由于卞沉运动造成的海水垂直运动的示意图如图&由于人气对海洋的作用，上层暖的海区 一般有下沉流，如太平洋西斥涌升流：上层冷的海区冇上升流，如秘鲁沿斥的冷水上翻。图8全球热盐环流示恿图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'（的，加热是越接近地面越显著的，因此随高度增加， 气温亦越來越低。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 现彖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

17、微弱；空气中的悬浮粒子因而聚枳而使空气的质索变得恶劣。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；h是锋面匕形成的逆温。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，卜沉逆温层，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卜温度和密度有巨大变化的薄薄一层，是上层的薄暖水层与F 层的厚冷水层间出现水温急剧卜降的层。温跃层把变化缓慢的深海与变化迅速的上层海 洋分隔开來。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校浅。有永

18、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。人洋中温跃层的形成，主要是由于太阳辐射加热、地球自转、人气风应力、海洋上翻流 及盐热坏流等物理过程综合作用的结果。例如，口中纬度向极区，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 层庶界是东浅西深倾斜的，这主要是偏东信风拖带暖海水在芮部堆积之故。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卜部流体都月着非常不同的特性： 热成风关系在逆温层和温跃层都适用。（2）不同点持

19、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），而人气中的层结结构是经常变化的，不能维持很长时间。尺度不冋：逆温层一般是局地的天气情况,而温跃层则是广人海洋中普遍存在的现象;垂直梯度不同：在逆温层温度随高度不一定发生急剧变化，只是随高度的增加而上升， 温跃层则是温度发了急剧变化：在垂直方向温跃层一般只有一层，而逆温层可能不只一层， 其出现的高度也不像温跃层那么固定，对流层不同高度上町以出现不止一层逆温层，且平流 层和热层上存在稳定为逆温层，但平流层和热层上的逆温层的形成机制与对流层逆温层不同。产生机制不同。4. 3如何下手建立温跃模式？如何鉴别

20、模式优劣？答：1. （1）建立温跃模式1T先要了解温跃层的特性以确定要使用的坐标系、控制方程以及 边界条件。温跃层是海洋中普遍存在的薄层，它的厚度一般为几十到儿百米，它将海洋分为了上F 两层，上面为混合得十分均匀的混合层，卜面为物理特性变化十分小的恒温层。为了更好的 描述温跃层的特性，这里不考虑混介层的作用，同时将恒温层看作不动层。在垂EL方向上的 不同划分导致了 Level模式以及Layer模式的区别。Layer模式将温跃层分为n层，毎层内 各个物理量相同，而将恒温层看做0. 5层即不动层,这就是layer模式的1. 5或2. 5层模式。在坐标系的选择上，由于温跃层的水平尺度很人，且受到地球

21、口转的影响，因此选取球 坐标系为描述温跃层的基本坐标系。温跃层的形成主要是由于太阳热力作用和风场的作用，因此流体力学方程组町以描述温 跃层的基本特性。但是完备的流体力学方程组存在着非线性项，无法求出解析解，求解数值 解也存在相当的困难，因此要基丁温跃层的主要性质对方程组进行简化，以描述其人部分特 征。考虑地转平衡关系以及流体力学的基本假设，艮卩Boussinesq假设、不可压假设，对方 程进行化简。同时由于只研究温跃层的平均状态，不考虔其随时间的变化，因此略去时间导 数项。再考虑垂直方向与水平方向的丿"比异，最终町将方程化简为（6. 22. 1）及（6. 22. 2） 式。在边界条件

22、的选取上，海洋中侧边界的影响主要作用于几百公里的宽度内，因此在研究 温跃层问题卜.不考虑侧边界的影响。因为将恒温层看做不动层，即不考虑底地形与底摩擦的 作用。在层与层之间的边界上考虑压力的连续作用，垂直速度的连续以及由于质量守恒所要 求的夹卷速度的连续。若需求解温跃层相关参数的解析解，则必然要求一个参数作为描述各个变化量的指标, 在这里选取了等密度面h作为指标（详见4.4）。（2）下面介绍详细介绍level model和layer models两种不同的温跃层模式：A）. Level model将海水分成很女层物理量:保扌、连紂汁l：._ Level model中重要指 标足位势涡度，在稳定流

23、动中沿等密面以及Bemrnoulli function面守恒。在卩平面近似、 大尺度运动，地转近似和流体静力平衡得到运动方程组。由连续方程得到cosO = smO 再利用地转和静力关系得到关于-个密度p是8、0和z的非线性方程。非线性问题难以解决, 只能用参数的方法解。一般地，level model是很难得到解析解的，若婆得到解析解，则在求解的过程中需要 诸多人为的与现实不符的假设，得到的结果也差强人意。Level mode 1优点是解出的密度温 度场与实际相似。Level model给出的是两维的解，没考虑温跃层内部的特征。B）Layer model,有1.5层、25层、3层等不同的模式。2

24、. 5层模式，将温跃层在垂直剖面上分解为通风层（能感应到风应力）和不通风层（不 能感应到风应力），通风层位涡不守恒，可由Sverdrup平衡关系= $加&叫进 行计算，对于非通风区，绝热无摩擦，可以用位涡守恒关系进行计算。通风层和非通风层又 可以内部分多个层次，不同层次之间密度温度不同，但同一层次之间，密度、温度是相同的， 而H满足无摩擦、地转和静力平衡的假设，肉而层内速度、位涡等物理量均町由深度h表示， 使非线性问题线性化。一层和二层露头线（outcrops）以北的地区艾克曼抽吸的驱动，二层 以下是静止的，温跃层的露头现象使得第二层的海水可以受到位涡的输入产生运动。该模式 最莹要的是

25、层与层之间的边界衔接处理，假定每层衔接处压力连续，垂直速度一致，各层之 间通过卷夹效应相互联系起来。1.5层模式，又称约化重力模式，假定海洋被温跃层分为两层，流动只发生在上层，F 层流体静止且无限深。一层半模式求解大洋坏流结构过程：1）确定东边界第一层深度。2）根据Sverdrup理论，从东边界开始积分风应力旋度，计算口东向西的每一点流函数, 得到海面起伏的分布。3）根距海面起伏和温跃层床度之间的关系，计算备点的温跃层床度。4）靠近西边界的地方，内区的Sverdrup流函数和西边界流函数的解要一致。海洋海面高度的分布是由Sverdrup理论决定的，在副热带海区的西面海面最高。海洋 温跃层的分布

26、可以用-层半理论解释，温跃层址深的地方就是海面高度故高的地方。2.鉴别模式的优劣主要有：（1）模式结果是否符合实际情况，结果与实际观测相符的模式才能算匕比较好的模式；（2）在模式计算过程中是否会付很强的初值敏感度，若模式结果对初值十分敏感，则 由于初值的误差导致模式结果的误差将使模式结果不可信。4. 4为什么6. 22节把求温跃层中各物理量的解归结为求等密面（或等温面）的深度？ 答：1）通常情况下，海水的密度取决于海水的温度、盐度和压力（或深度），在开阔海域, 盐度几乎是稳定的，而压力对密度只有很轻微的影响，温度就成为影响海水密度的一个最甫 要的因素。肉此，除了有人量淡水流入的河II区域和盐度

27、铅直梯度特别人的个别海区以外, 海洋中的密度跃层大体上是和温度跃层重合的。2）6. 22节所描述的是温跃层的layer模式，将温跃层离散成齐个垂直层，在每一层中， 密度均匀，满足准地转平衡和静力平衡关系，无量纲后，等压线、等深线、流场等价。在layer模式中，将温跃层分层，在每一薄层中，密度均匀，满足准地转平衡和静力平 衡关系，u、v町表示为：sin 0v_ = 在经纬度确定的情况卜U、V只是p的旳数，通过准地转关系，P 口 J以用层厚度h表示。 无量纲化后，有"=_鲁,un=警。因为满足静力平衡，所以有：通过p得到p和z或h的关系.当相对涡度变化相对于行星涡度梯度来说不更要，位涡可

28、表示为:当层与层之间没冇密度交换时，那么第n层流体的位涡守恒，满足位涡守恒，即（1）在通凤层，受Ekman抽吸作用影响，满足Sverdrup关系 cos0vnhn = sin0we深度受Ekman抽吸作用影响（2）在不通风的层次，流体满足位涡守恒，且根据地转关系，无量纲化以后，等深度 线、等密度线、等温度线車合，所以只要根据等床度线就能知道其他几个萤的分布情况。45图6.221-6 224揭示什么？答：（1）图6. 22. 1简单地描述了 layer mode 1的分层：利用微枳分思想，将斜压的海 洋在垂直方向上分成n层，层与层之间由密度不连续的交界而分隔。第n层的底边界垂直坐 标为Zn（0,

29、&）,厚度是入，水平、垂直速度分别为叫、片、Wn，密度为久。每一层内的 密度为常数，层与层之间密度不同。每一层中的和与Z无关，但在层与层之间的变化 是不连续的。层与层的交界处.压力连续。每一层都町看作是浅水模型内部是正压流体，满足地转平衡、静力平衡。如果不存在穿越交界面的不稳定流，Un为零（Un是夹卷速度.Un=Vn-, Vn是交界而处的法向速度）。 从物理意义上说，由于质量守恒，层与层之间的拖曳速度是连续的，尽管交界面处水平速度 不连续，垂直速度是连续的。在这些假设Z卜，在温跃层中的等密度线、等温线与等深度线 重合。这样温跃层各物理量的解可归结为求等密面（等温面）的深度。（2）图6.

30、 22. 2为副热带涡旋区两层半通风温跃层模型的三维结构示意图。把混合层看 成一个薄面,忽略表层混介层的作用和海底地形。模式将海洋温跃层分为若干薄丛，图中毎 层为密度均匀和流场满足地转和静力平衡的流体。第一、第二层为通风层（可以感受到风应力的），第三层开始以下的流体完全感受不到 风应力的作用，为不通风的静止层。一、二层密度分别为0和C，厚度分别为h和h2o 6 = 0! 是露头线（等密度而与海面的交线），为两个不同密度的分界线，第一层位于露头线以南， 整层受到Ekman抽吸的作用，6。和&丄之间的第二层漩体能感应到风应力，获得位涡。在監 头线以南的第二层流体绝热潜沉到第一层流体以卜，并

31、且保持位涡守恒。模式假设在北边界 0=00处Ekman抽吸产生的垂直速度We = 0 ,而在qv&V&o处，We < 0 , Ekman抽吸作用产生的垂直速度处处为负。(3)图6.22.3 (a) (b)分别为layer模式的第二层和第一层平面示总图。其中，=l,j =45°,H2 =0.5, =35°,wr =-_1siiif / $。图呈上北 F南左西右东分布。虚线是露头线q所在纬度，实线为等深线(因为满足地转关系，等深线弓流线重介)。(G图，同一经线上，露头线以北，从北往南，深度是増加的；霧头线以南，从北往南， 深度是减少的。同一纬度上，从东到西

32、，深度是递增的。露头线以北，町以感应到风应力, 获得位涡：露头线以南，第二层在第一层下方，在0=0,8)线以东是阴影区，海水静止, 不受风应力影响，没法获得位涡，以前则受风应力影响，可在露头线处获得位涡。当流体向 南流到虚线以南后绝热潜沉到第一层以卜，不受Ekman抽吸的影响，流动绝热、无摩擦时, 位涡沿流线守恒，II、= = G(h)。0二线包闱着的是位涡均匀区，由于其离开了露11、头线，没法获得位涡，但又受到0 = 线的搅动，所以位涡均匀。第二层有位涡均匀区、 通风区和阴影区。(h)图表示的是第一层.实线是等深度线和流线.虚线f=£是露头线.弯曲的虎线 是第二层中0二2(&

33、;)线，。二,。)以东的第二层区域形成一个流体静止的阴影区。第一 层流体全部受Ekman抽吸作用，在(|)2线处，流线发生突变，<|>2以南的流线变得密集，流速 增人，这是因为第一层单独承担了本來由第一和第二层一起承担的全部Sverdrup输送。(4)图6.22.4 (a)分别为layer模式沿O/(DE=0.5的经向剖面和沿f/£ = 0.5 的纬向剖面图，分别反映了温跃层第-、二层的厚度hl、h2和总深度h在南北方向和东西 方向的变化情况。(a)图中，f/妇= 0.8处为露头线所在纬度，第一层的厚度在露头线处和赤道处为0,在副热带涡旋的脊线处(f / $ “0.4 )

34、,Ekman抽吸最强|叫|最大，英深度达到最木值，而从f /少04到赤道为第二层的阴影区，hl递减，梯度变人，这是因为在阴影区所有的输 11送由第1层来承担。在阴影区（4）2以东）h的底边界是平的。（b）图中，hl、h2向西都是递增的，在东边界处hl为6这是因为西部暖水卜沉，东4. 6什么情况卜有利丁波的生成和维持？如何用数学描述波的不稳定？ 答：1）稳定层结有利于波的产生和维持。波的生成需要一个初始的扰动，而在波的传播过 程中需要有稳定的条件。初始的扰动情况有以下三种：惯性不稳定：在某一纬度上，地转涡度是f,具有南北向水平切变为字的基本气流。以 （f一鼬作为判据。在北半球，（f-署）人于和等

35、于零表示气块偏离平衡位置后被迫返回原 处，波动维持：（f-詈）小于零表示气块加速原理平衡位置，波动不稳定。一般来说，大尺 度运动的风切变比较小，不利于产生惯性不稳定；但是在高空急流右侧风速切变特别人，町 能因惯性不稳定而波动不稳定。正压不稳定：若纬向气流的水平切变在整个区间内不为常值，且气流的绝对涡度在该区 间内存在极值，会引起正压不稳定，基本气流消耗动能使大气长波扰动发展。中高纬度，大 气长波通常是正压稳定的，只有在低纬地区才可能会出现正压不稳定。斜压不稳泄：人气上层和卜艮温度不一致，导m 1、飞流中出现垂直切变引起的不稳定: 扰动的能量來自冇效位能的转换；中纬度天气尺度系统发展的主要机制，

36、温带气旋、罗斯贝 波发展是斜压不稳定的典型现象。2）波的不稳定是指，波的振幅会随时间增人直到波破碎。设波动在x方向传播，存在扰动q' = Q（y,z）e11"1 x_ct 1 = Q（y,z）e11，其中k,e,c分别为 波数、圆频率、波速。假设e或c对于某些波数k （或对于某些波长L）为复数，设a）= cot +iq,（q 工0） c=q+iq,（q 工0）q，= q jHc严町=Qeggg"二 Qe叫也（F）=,其中和 Qt 为振 幅。当（q>0,q>0）,振幅随时间呈指数增长，当（qvO,qvO）,振幅呈指数衰减。简 单来说波速的虚部不能为正，否则

37、振幅随着时间的増加而无限增大，振幅无法回到平衡位置， 导致波破裂，这称为波不稳定。4. 7研究温跃层和逆温层的价值何在？ 答：1.温跃层随着海上经济活动的增加、气候变化研究和海洋科学研究的进展，人们越来越注意到海 洋温跃层与气候变化及海洋中的各种物理过程密切相关2。1）海洋运动：温跃层连接着海洋表层和次表层，是影响上层海洋12 km的密度分布 的更要因素。上层海洋12 km的密度分布具有显著的水平梯度和垂直梯度，且量级相当， 海洋的运动主要发生在该层3。通过对温跃层过程的进一步认识，还町以为我们把海洋的内部动力过程，特别是海洋表 层与次表层的相互作用以及海洋中层水演变机制提供有力的理论工具4

38、o温跃层是影响海洋运动的觅要因素，而海洋运动又与全球动量和能量的输送有密切关系, 因此研究温跃层有助于解释全球海洋坏流和能量输送问题。温跃层是稳定层结，对于波动的产生和维持有重婆作用，海洋中的波动与ENSO、人洋西 边界强化等现实的重要现象有着密不可分的关系。2）与大气的相互作用：大洋与大气是相互影响，相互作用的，大气通过动力过程影响 洋流，海洋是人气的更要能呈来源之一。温跃层是海洋上层垂直温度急剧变化的区域，一定 程度上表征了海洋的热量分布状况例如，例如，发生El Nino出件时赤道东太平洋的海表 温度比常年高，温跃层比常年厚，东信风减弱，赤道逆流加强，西太平洋暧池的温跃层海温 卜陆，温跃层

39、变浅：赤道太平洋温跃层的东西坡度变缓。El Nino结束时，赤道逆流的流最 卜降，酋太平洋暖池温跃层海温升高，温跃层变深。东西坡度变陡。La Nina年份，赤道|西 太平洋的温跃层比常年厚，赤道东太平洋的温跃层变薄。海洋的热状况分布的变化，对海表 温度和海表高度产生影响，进而通过感热、潜热等方式彫响人气运动。在低纬和赤道地区，海洋温跃层海温的变化会影响大气环流的变化。西太平洋暖池的温 跃层与西太平洋副热带高床的强度具有密切的联系。1月份的温跃层海温出现负距平，当年 夏季副高强度加强：反之当年夏季的副高强度减弱5。3）军爭：据1.2的分析，密跃层也是温跃层。温跃层存在的区域是内波的多发地带， 也

40、是影响海洋声道的根本要素，它将直接影响声纳的有效使用和反潜作战操作6,肖海洋 中出现了较人的正密度梯度，即“液体海底”，潜艇能够停留在跃层的界面上，保持无声待 机，可以有效地规避声纳的探测搜索。而且在这一密度跃层的界面上，当有外力作用，会产 生内波，对潜艇航行安全造成威胁。与"液体海底”相反，如果上层海水密度人，下层海 水密度小，即为密度逆跃层，就会形成“海中断崖”，当潜艇遇到“海中断崖”时，由于 潜艇受到的浮力突然减小，如果不及时釆取措施减轻潜艇唾最，潜艇就会突然急速I、沉，造 成严重事故7。4）海洋生物：海洋环境是海洋生物赖以生存的基础，而水温健在是海洋水文条件中最 主要的基本要

41、素之一，海洋生物的活动、分布、繁殖和生长都与水温的分布和变化有肴密切 的关系。在层化水体中，温跃层的温度梯度和密度梯度很人，造成温跃层处的垂向混合比较 费，而水平切变却很强，就像是海洋中的一道“屏障”，阻碍了水体的垂直交换和混介8, 对海洋生物的垂立移动也起到限制作用）910,此外，温跃层对海域的温度、盐度、叶绿 素等环境因素何影响11 ，因此其对近海水产养殖、捕捞业等有牧明显的影响。5）海洋坏境：温跃层的尺度较人，一口海洋受到污染，由于温跃层的存在，污染物不易扩散，治理困难。因此对人洋温跃层的研究只有十分重要的理论意义和应用价值。逆温层1）対流衣逆温从：在逆温层中，较暖而轻的空气位于较冷而重的空气上面，形成 一种极其稳定的空气层，就像一个锅盖一样，笼罩在近地层的上空，严重地阻碍着空气 的对流运动。因此，发生逆温时，人气处于比较稳定的状态，且边界层高度降低，不利于 热最和动量的垂直输送，也不利于污染的扩散，导