孟加拉灣北部逆溫現(xiàn)象的觀測特征及機制分析

李奎平，王海員，楊洋，于衛(wèi)東，李俐俐

(1.國家海洋局第一海洋研究所 海洋氣候研究中心，山東 青島 266061；2.青島海洋科學與技術(shù)國家實驗室 區(qū)域海洋動力學與數(shù)值模擬功能實驗室，山東 青島 266061)

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孟加拉灣北部逆溫現(xiàn)象的觀測特征及機制分析

李奎平1，2，王海員1，楊洋1，于衛(wèi)東1，李俐俐1

(1.國家海洋局第一海洋研究所 海洋氣候研究中心，山東 青島 266061；2.青島海洋科學與技術(shù)國家實驗室 區(qū)域海洋動力學與數(shù)值模擬功能實驗室，山東 青島 266061)

摘要：在冬季，孟加拉灣北部存在顯著的季節(jié)性逆溫現(xiàn)象。利用Argo浮標和錨碇浮標資料，分析了冬季孟加拉灣逆溫現(xiàn)象的觀測特征和維持機制。結(jié)果表明，系統(tǒng)性的逆溫現(xiàn)象主要局限于15°N以北的區(qū)域，它最早于11月份出現(xiàn)在恒河、伊洛瓦底江和戈達瓦里河的河口區(qū)域。逆溫的強度及分布區(qū)域在1月份達到最大，隨后從西南部逐步退化，3月逆溫現(xiàn)象基本消失。冬季的逆溫層位于障礙層之中，厚度在35 m左右，最大海溫位于40～60 m深度，整層滿足靜力穩(wěn)定條件。對混合層溫度和鹽度的診斷表明，逆溫的出現(xiàn)主要與冬季風導致的強烈海表熱量損失有關(guān)，低鹽水的平流過程也對逆溫現(xiàn)象有一定的維持作用。

關(guān)鍵詞：孟加拉灣；逆溫；障礙層

1引言

夏季降水和周邊河流的淡水注入使孟加拉灣北部成為全球海洋中的低鹽區(qū)。上層淡水的匯集形成了很強的垂向鹽度梯度，由此引起的較為穩(wěn)定的密度層結(jié)限制了局地的垂向混合。這樣，當海面發(fā)生劇烈的熱量損失時，大幅降溫僅出現(xiàn)在海洋的近表層。有時，上高下底的正常垂向溫度分布會發(fā)生改變，較暖的海溫出現(xiàn)在了次表層，這就是逆溫現(xiàn)象。冬季的季節(jié)性逆溫是孟加拉灣北部的顯著特色[1]，同時逆溫也廣泛出現(xiàn)在阿拉伯海、北太平洋和中國近海等很多海區(qū)[2—5]。

逆溫現(xiàn)象對臺風的發(fā)展，混合層熱收支和生物化學過程等有重要影響[6—8]。逆溫層一般位于鹽度躍層之中，逆溫引起的靜力穩(wěn)定性損失將由鹽度的垂向增加予以補償，上層海洋通常能夠保持靜力穩(wěn)定狀態(tài)。逆溫的形成和維持通常與表層溫度和鹽度的變化相聯(lián)系，主要通過兩種途徑：一種是海表源強迫，如海表凈熱通量的劇烈損失和大氣強降水；另一種是平流過程，如冷(淡)的海水平流到暖(咸)的海水之上。次表層的暖洋流導致的逆溫現(xiàn)象在中國近海也偶有發(fā)現(xiàn)[9]。

歷史上，孟加拉灣海域的觀測工作一直比較落后，其北部的逆溫現(xiàn)象僅有一些區(qū)域性和零散性的報道[10—11]。較為系統(tǒng)性的研究見于2002年Thadathil等[1]的工作，其利用廣泛收集的歷史資料對該區(qū)域的逆溫特征進行了分析，包括其形成和維持機制、穩(wěn)定度、年際變化等。彼時，其所能收集的涵蓋了幾十年的歷史觀測剖面不足2 000個。近幾年，實時地轉(zhuǎn)海洋學陣(Array for Real-time Geostrophic Oceanography，Argo)計劃的實施提供了新的資料來源。利用最初兩年的Argo浮標剖面資料(孟加拉灣約600個)，Thompson等[12]對北印度洋的逆溫現(xiàn)象進行了嘗試性的研究。然而，迄今所能收集的孟加拉灣觀測剖面已經(jīng)接近2萬個，并且在其北部的逆溫常見區(qū)實現(xiàn)了較好的時間和空間覆蓋(圖1)，這為我們加深對該區(qū)域的認識提供了新的機遇。

圖1　Argo剖面的逐月空間分布及RAMA浮標位置(紅點)Fig.1　Spatial distribution of Argo profiles and locations of RAMA buoys(red dots)

同時，致力于印度洋觀測的亞-非-澳季風分析和預測浮標網(wǎng)絡(Research Moored Array for African-Asian-Australian Monsoon Analysis and Prediction，RAMA)在孟加拉灣投放了數(shù)枚實時傳輸?shù)腻^碇浮標。除了次表層資料，浮標還能提供相應的海面氣象數(shù)據(jù)，這為我們通過診斷上混合層的溫度和鹽度變化進而揭示逆溫現(xiàn)象的形成和維持機制提供了研究途徑。該浮標資料已被廣泛用于混合層熱收支、障礙層變率和臺風過程等研究[13—15]。這里，我們將綜合利用Argo和RAMA資料來揭示孟加拉灣北部逆溫現(xiàn)象的觀測特征和維持機制。

2資料和方法

2.1資料

本文采用的均為現(xiàn)場觀測資料，主要包括：

(1)法國海洋開發(fā)研究院提供的Argo溫度和鹽度剖面資料(http://wwz.ifremer.fr/)，采用的時間段為2004年1月至2014年3月。

(2)位于90°E的4個RAMA浮標(圖1)提供的溫度和鹽度資料(http://www.pmel.noaa.gov/tao/rama/)，時間段為2007年11月至2014年3月，時間分辨率為1 d。浮標觀測受人為或自然條件的破壞較為嚴重，上述時間段內(nèi)存在一定的資料缺失，本文僅提取了其可利用資料。

(3)位于15°N， 90°E的RAMA浮標提供的海表氣象參數(shù)(包括氣溫、濕度、風速、降水、長波和短波輻射)和10 m深度的海流資料，時間段為2007年11月至2014年3月，時間分辨率為1 d。同樣，本文僅提取了上述時間段內(nèi)的可利用資料，并依據(jù)海-氣界面參量計算了海表的感熱和潛熱通量。

2.2方法

本文主要關(guān)注大尺度的逆溫現(xiàn)象，為此，初始的Argo剖面資料被處理成2°×2°的空間格點和5 d時間間隔，垂向分辨率為5 m。日平均的RAMA浮標資料也相應處理為候平均資料。在判斷逆溫現(xiàn)象時，僅考慮了發(fā)生在10 m深度以下(減小日變化的影響)，并且逆溫幅度達到0.2℃的事件。各類參量的定義如圖2所示。

圖2　位于15°N，90°E的RAMA浮標觀測的1月溫鹽剖面Fig.2　Observed temperature and salinity profile in January by RAMA buoy at 15°N， 90°E

發(fā)生在10 m深度以下的溫度隨深度而增加的層稱之為逆溫層，逆溫層的厚度以dH表示；以溫度最高值(Tmax)與最低值(Tmin)之差，即逆溫幅度(dT)來表征逆溫事件的強度；相應的逆溫層內(nèi)的鹽度變化幅

度，以dS表示。

文中還涉及上層海洋的同溫層和混合層，參考了亞洲-太平洋數(shù)據(jù)研究中心(http://apdrc.soest.hawaii.edu/projects/Argo/)的定義：

同溫層：上層海洋溫度較為均勻的層。以10 m層為參考，溫度降低達到一定閾值的深度，閾值取為0.2℃。

混合層：上層海洋密度較為均勻的層。以10 m層為參考，密度增加達到一定閾值的深度。該閾值采用彈性定義，在不考慮鹽度變化的情況下，相對于10 m層溫度有0.2℃的降溫所導致的密度變化值。

在熱帶海區(qū)，混合層以下的同溫層內(nèi)經(jīng)常存在鹽度垂向變化較為劇烈的層，稱為障礙層[14]，障礙層能有效阻隔垂向混合時下層冷水的卷挾作用。

3結(jié)果

3.1逆溫現(xiàn)象的時空演化

圖1給出了孟加拉灣Argo觀測資料的逐月分布，其中，灰色填充表征了各格點的剖面數(shù)量(具體數(shù)量已附注)?？梢钥闯?，Argo資料在孟加拉灣大部分海區(qū)具有較好的時間和空間覆蓋，只是在東側(cè)的安達曼海數(shù)量很少。圖3進一步給出了Argo浮標探測的逆溫格點的逐月分布。從逆溫的出現(xiàn)頻率來看，逆溫現(xiàn)象主要發(fā)生在冬季(12月-翌年2月)，占到全年的55%；從逆溫強度來看，也是在冬季達到最強，平均強度大約在1℃左右。與dT相對應，dS也在冬季達到最大，平均值大約在1.4。冬季，逆溫層的厚度大約在35 m左右(表1)。

圖3　Argo浮標觀測的孟加拉灣逆溫格點數(shù)的逐月分布Fig.3　Monthly evolution of inversion grids in the Bay of Bengal detected from Argo

月份10月11月12月1月2月3月dT/℃0.400.630.971.141.020.65dS0.921.281.481.441.281.10dH/m252833373526

由于系統(tǒng)性的逆溫事件主要發(fā)生在冬半年，圖4給出了10月-翌年3月的逆溫現(xiàn)象空間演化過程；其中，海表溫度以顏色填充，逆溫格點以方塊標記，逆溫強度以不同顏色分級?？梢钥闯觯薪M織的逆溫現(xiàn)象在11月開始出現(xiàn)，主要分布在北部的恒河、伊洛瓦底江和戈達瓦里河的河口，該階段的逆溫幅度較小，大多在1℃以內(nèi)。這說明河流沖淡水導致的強密度層結(jié)對逆溫現(xiàn)象的出現(xiàn)具有重要影響。隨著海表溫度的大幅降低，大尺度的逆溫事件于12月份在孟加拉灣北部形成，其中以東北部逆溫幅度最大。1月份，海表溫度進一步降低，逆溫的分布區(qū)域及強度也達到最大。2月份，海表溫度逐漸回暖，逆溫現(xiàn)象從西南部開始衰退。至3月份，逆溫現(xiàn)象在孟加拉灣基本消失?？傮w來看，逆溫現(xiàn)象主要出現(xiàn)在15°N以北的區(qū)域，這也是冬季低鹽水的匯集地。

圖4　孟加拉灣海表溫度及逆溫現(xiàn)象的逐月分布Fig.4　Monthly evolutions of sea surface temperature and temperature inversion in the Bay of Bengal

圖5　冬季孟加拉灣北部溫鹽剖面的經(jīng)向分布(a)和緯向分布(b)Fig.5　Meridional (a) and zonal (b) distributions of temperature and salinity in the northern Bay of Bengal in winter

圖6　孟加拉灣北部溫鹽剖面(a)及逆溫層靜力穩(wěn)定度(b)的時間演化Fig.6　Temporal evolutions of temperature and salinity (a) and mean static stability of inversion layer (b) in the northern Bay of Bengal

穩(wěn)定的逆溫結(jié)構(gòu)必須與鹽度躍層相聯(lián)系，從而逆溫引起的靜力穩(wěn)定度損失將由鹽度的快速增加來補償。圖5給出了冬季孟加拉灣北部逆溫區(qū)的溫度(顏色填充)和鹽度(等值線)的垂直結(jié)構(gòu)。從經(jīng)向上看(圖5a，80°～95°E平均)，孟加拉灣的低鹽水主要集中于北部的邊緣區(qū)，與之對應的是很強的鹽度層結(jié)。逆溫層位于鹽度躍層之中，厚度約30～40 m，最大溫度出現(xiàn)在50 m上下。逆溫幅度隨著緯度的升高而增強，并且dT與dS存在很好的正相關(guān)。從緯向上看(圖5b，15°～20°N平均)，在孟加拉灣的東西兩側(cè)存在低鹽水的匯聚，與之對應的是較強的逆溫分布。

夏季風的強降水和周邊大河的淡水注入使孟加拉灣北部成為低鹽水的匯集地，鹽度層結(jié)顯著提高了上層海洋的靜力穩(wěn)定度，阻礙了上層海洋的垂向混合作用。從圖6a給出的孟加拉灣北部(15°～20°N，80°～95°E)溫度(顏色填充)、鹽度(等值線)以及混合層和障礙層的時間演化可以看出，即使在強烈的夏季風攪拌下，混合層深度也只能達到20 m上下，在混合層下部存在10～20 m的障礙層。在秋季(9-10月)，海表風力的減弱使混合層變淺至12 m上下，海表溫度達到極大值，低鹽水被局限于上層30 m，障礙層的厚度在10 m左右。進入冬季后，季風強迫下的海洋流場發(fā)生了顯著變化，在負的風應力旋度強迫下，表層海水輻合下沉致使低鹽水向次表層擴散[14]，以33等鹽線為例，它由秋季的30 m下沉到40 m上下。隨著低鹽水的下移，障礙層在冬季顯著加深，厚度最大時超過了60 m。同時，干冷的冬季風引起了強烈的海表熱量損失，上層十幾米深的混合層發(fā)生了大幅降溫，而次表層水體在穩(wěn)定層結(jié)的限制下降溫幅度較小；由此，溫度的垂直結(jié)構(gòu)發(fā)生了改變，最大溫度出現(xiàn)在了次表層，逆溫現(xiàn)象出現(xiàn)。3月份，季風進入轉(zhuǎn)換期，太陽輻射的北移及海面風場的減弱使上混合層溫度快速升高；而且季風降水減少和河流枯水也致使垂向鹽度梯度日趨減弱，障礙層幾近消失，因此逆溫現(xiàn)象快速消退。在隨后的4-5月，孟加拉灣海表溫度達到了全年的另一個極大值，逆溫現(xiàn)象恰好銜接了孟加拉灣的兩個海溫峰值。從垂直結(jié)構(gòu)來看，在逆溫初始形成時的11月份，溫度最大值出現(xiàn)在30 m上下；隨后，最大海溫所在深度逐漸變大，在1-2月份達到50 m上下。

很顯然，冬季的逆溫層存在于障礙層之中，對應了較強的鹽度梯度，那么，該逆溫結(jié)構(gòu)是否滿足靜力穩(wěn)定呢？也就是，溫度隨深度遞增引起的靜力穩(wěn)定度損失能否由鹽度的垂向增加予以補償。參考Thadathil等[1]，逆溫層的靜力穩(wěn)定度E表述為：

(1)

(2)

式中，dT為逆溫幅度，dS為鹽度變化幅度，dH為逆溫層厚度。α和β的計算采用了海水熱力學方程TEOS-10，吉布斯函數(shù)程序包來自http：//www.teos-10.org/。

圖6b給出孟加拉灣北部(15°～20°N,80°～95°E)逆溫層靜力穩(wěn)定度的時間演化?？梢钥闯?，冬季的逆溫層一直處于靜力穩(wěn)定狀態(tài)，其值介于3×10-5～6×10-5m-1，這與Thadathil等[1]基本一致。在11月至12月中旬的逆溫層初始形成階段，逆溫幅度較小，且鹽度層結(jié)較強，這時逆溫層的靜力穩(wěn)定性最高。此后，隨著逆溫幅度增大，鹽度層結(jié)逐漸減弱，靜力穩(wěn)定度呈減小趨勢。

3.2逆溫的形成與維持機制

出現(xiàn)在孟加拉灣北部的大尺度季節(jié)性逆溫現(xiàn)象不屬于偶然事件，有其自身的形成和維持機制。逆溫現(xiàn)象的出現(xiàn)一般是由表層過程所主導，其形成和維持主要有兩種途徑。一種是海表源強迫，如海表的凈熱通量損失和大氣降水；另一種是平流過程，如冷(淡)的海水平流到暖(咸)的海水之上。雖然次表層暖洋流導致的逆溫現(xiàn)象在中國近海也偶有發(fā)現(xiàn)[9]，但是考慮到次表層的洋流資料在孟加拉灣較為稀缺，本研究將主要關(guān)注表層過程對冬季逆溫現(xiàn)象的形成與維持的作用。

圖7給出了RAMA計劃在孟加拉灣投放的4個錨碇浮標所觀測的逆溫出現(xiàn)頻率的逐月分布。比較發(fā)現(xiàn)，這4個RAMA浮標中只有位于15°N的浮標捕捉了孟加拉灣的季節(jié)性逆溫現(xiàn)象。11月份，逆溫出現(xiàn)頻率快速增加，達到50%左右；在隨后的冬季(12月-翌年2月)，逆溫出現(xiàn)的頻率超過了80%。而位于12°N及以南的浮標，基本上未能捕獲這種季節(jié)性的強逆溫事件，這種經(jīng)向特征與Argo浮標所觀測的逆溫現(xiàn)象南邊界出現(xiàn)在15°N左右相一致(圖4)。

圖7　RAMA浮標觀測的逆溫發(fā)生頻率的逐月分布Fig.7　Occurrence frequency of temperature inversion detected from RAMA buoys

基于2007-2014年的RAMA資料，圖8a，b給出了位于15°N浮標的溫度和鹽度演化過程，這與Argo浮標的觀測結(jié)果(圖6a)非常一致。在此意義上，以15°N浮標為代表揭示孟加拉灣北部的逆溫形成和維持機制具備可行性。因此，我們將利用15°N浮標的觀測資料來揭示孟加拉灣逆溫現(xiàn)象的機制。

孟加拉灣海表溫度呈現(xiàn)雙峰結(jié)構(gòu)，即在秋季和春季的季風轉(zhuǎn)換期達到極大值，逆溫現(xiàn)象正是出現(xiàn)在這兩個峰值之間。在秋季高海溫開始衰退的11月份，逆溫現(xiàn)象開始出現(xiàn)，在春季高海溫逐漸成型的3月份，逆溫現(xiàn)象徹底消失。混合層溫度和鹽度的演化對逆溫的維持都有正面影響。如圖8c所示，逆溫的出現(xiàn)正是伴隨著混合層溫度的驟降，并且降溫趨勢一直持續(xù)到1月底；進入2月份，混合層溫度呈現(xiàn)緩慢回升，逆溫層的靜力穩(wěn)定性也迅速減弱(圖6b)，直至3月初徹底消失。從混合層鹽度的演化來看(圖8d)，在逆溫持續(xù)期間其具有逐漸降低的趨勢，這也有利于逆溫層的維持。

圖8　15°N RAMA浮標觀測的溫度剖面(a)和鹽度剖面(b)，以及混合層溫度(c)和鹽度(d)的時間演化Fig.8　Temporal evolutions of temperature (a)， salinity (b)， mixed layer temperature (c) and mixed layer salinity (d) from the RAMA buoy at 15°N

以下將主要從海表源強迫和水平平流兩個方面來理解混合層溫度和鹽度的演化過程，明確逆溫的形成和維持機制，溫度和鹽度的診斷方程分別如式(3)和(4)所示。

(3)

式中，Tm為混合層溫度；Qnet為混合層吸收的凈熱通量；ρ為海水密度；C為海水比熱常數(shù)；Hm為混合層深度；u，v分別為混合層緯向和經(jīng)向流速，以10 m深度的觀測值來表征；RT為余項，其中包含了混合層的卷挾過程及耗散過程。方程右側(cè)第一項為熱通量項，第二項為溫度平流項。在計算溫度平流時，水平溫度梯度來自于Argo浮標資料，其余資料來自RAMA浮標的觀測。Qnet中包含了短波輻射、長波輻射、感熱通量和潛熱通量，其中向下的短波輻射來自浮標觀測，并按照9%扣除了海面反射[16]，短波輻射隨深度指數(shù)性衰減[17—18]，雖然短波輻射的穿透作用對逆溫的形成也有一定影響[7，19]，本文暫未予考慮；向下的長波輻射也來自浮標觀測，向上的長波輻射依據(jù)Stefan-Boltzmann定律計算；感熱和潛熱通量則依據(jù)COARE3.0法則由海氣界面物理量計算得出[20—21]。

(4)

式中，Sm為混合層鹽度；E為海表蒸發(fā)率；P為降水率；RS為余項，其中包含了混合層的卷挾過程等。方程右側(cè)第一項為淡水通量項，第二項為鹽度平流項。同樣，在計算鹽度平流時，水平鹽度梯度來自于Argo浮標資料，其余資料來自RAMA浮標的觀測。

從圖8可以看出，季節(jié)性的逆溫開始于11月的第2候(63候)，這與熱通量項的由正轉(zhuǎn)負相對應(圖9a)，這說明海表凈熱通量的損失導致的混合層溫度驟降是逆溫形成的直接誘因。此后，熱通量項的負作用逐漸增強，混合層溫度急速降低，從11月至1月下旬，降幅超過了2℃。熱通量項的負作用在2月份迅速變小并于下旬轉(zhuǎn)為正值，混合層溫度也逐漸回升，使逆溫現(xiàn)象于3月初終結(jié)。與熱通量項相比，溫度平流項的貢獻較小(圖9b)；而且在逆溫現(xiàn)象持續(xù)的大部分時間里，溫度平流項為正值，這并不利于逆溫現(xiàn)象的維持。

逆溫持續(xù)期間，混合層鹽度呈現(xiàn)的減弱趨勢有利于逆溫現(xiàn)象的維持。對淡水通量項(圖9c)和鹽度平流項(圖9d)比較發(fā)現(xiàn)，該減弱趨勢主要來自鹽度的平流效應；淡水通量項則主要表現(xiàn)為正值，這是因為冬季風期間孟加拉灣幾無降水的緣故。

圖9　混合層溫度(a， b)和鹽度(c， d)診斷項的時間演化Fig.9　Temporal evolutions of temperature (a，b) and salinity (c，d) budget terms in the mixed layer

4結(jié)論

孟加拉灣北部存在顯著的季節(jié)性逆溫現(xiàn)象。本文利用最新的Argo浮標和RAMA錨定浮標觀測資料，分析了孟加拉灣逆溫現(xiàn)象的觀測特征和維持機制。

統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)，逆溫事件主要發(fā)生在冬季(12月-翌年2月)，占到全年的55%。逆溫強度在冬季達到最強，平均強度大約在1℃。與強的逆溫幅度相對應，逆溫層的鹽度變化幅度也在冬季達到最大，平均值大約在1.4。冬季，逆溫層的厚度在35 m左右。

系統(tǒng)性的逆溫現(xiàn)象主要局限于15°N以北的區(qū)域，它最早于11月份出現(xiàn)在恒河、伊洛瓦底江和戈達瓦里河的河口。逆溫的強度及分布區(qū)域在1月份達到最大，隨后從西南側(cè)逐步退化，在3月基本消失。逆溫層位于障礙層之中，最大海溫位于40～60 m深度，整層滿足靜力穩(wěn)定條件。

從源強迫和平流過程的角度對混合層溫度和鹽度的診斷表明，逆溫的形成主要與冬季風導致的強烈海表熱量損失有關(guān)，低鹽水的平流過程也對逆溫現(xiàn)象有一定的維持作用；而溫度平流效應和淡水通量強迫對逆溫的維持基本呈現(xiàn)為負作用。

值得說明的是，本文僅以位于開闊海域的單個浮標(15°N，90°E)結(jié)果來說明孟加拉灣北部的逆溫機制，其代表性在陸緣河口區(qū)域必然存在一定偏差，這需要進一步的工作來進行分析。此外，在分析逆溫維持機制時，本文僅從源強迫和平流過程的角度對混合層溫度和鹽度進行了診斷，對于混合層底的卷挾過程等未能給出精確的結(jié)果。而且，受觀測資料所限，次表層過程(如暖平流)、短波穿透效應等對逆溫現(xiàn)象的作用，本文也未能給予必要的討論。

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Observed characteristics and mechanisms of temperature inversion in the northern Bay of Bengal

Li Kuiping1，2， Wang Haiyuan1， Yang Yang1， Yu Weidong1， Li Lili1

(1.CenterforOceanandClimateResearch，F(xiàn)irstInstituteofOceanography，StateOceanicAdministration，Qingdao266061，China;2.LaboratoryforRegionalOceanographyandNumericalModeling,QingdaoNationalLaboratoryforMarineScienceandTechnology,Qingdao266061,China)

Abstract:Temperature inversion (TI) is a seasonal feature in the northern Bay of Bengal during winter. Based on in situ observation from Argo and RAMA buoy， general characteristics and maintenance mechanism are analyzed in the present study. During winter， TI is mostly confined in the northern bay north of 15°N， and it firstly occurs in the estuaries of Ganges， Godavari and Irrawaddy in November. Generally， the intensity and coverage of TI get strongest in January and TI completely disappears in early March. The inversion layer is static stable as the stability loss by temperature is compensated by the salinity gain in the halocline. The thickness of inversion layer is about 35 m and the maximum temperature is found at the depth around 40 to 60 m. Diagnosis indicates the occurrence of TI primarily depends on the sharp surface heat loss induced by the winter monsoon， and the horizontal salinity advection helps the maintenance of the TI．

Key words:Bay of Bengal; temperature inversion; barrier layer

收稿日期：2015-08-31；

修訂日期：2016-01-13。

基金項目：國家自然科學基金項目(U1406404，41005032)；中央級公益性科研院所基本科研業(yè)務費專項資金(2014G03)。

作者簡介：李奎平(1982—)，男，山東省濰坊市人，助理研究員，主要從事海-氣相互作用方面研究。E-mail：likp@fio.org.cn

中圖分類號:P731.11

文獻標志碼：A

文章編號：0253-4193(2016)07-0022-10

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Li Kuiping， Wang Haiyuan， Yang Yang， et al. Observed characteristics and mechanisms of temperature inversion in the northern Bay of Bengal[J]. Haiyang Xuebao， 2016， 38(7): 22-31， doi:10.3969/j.issn.0253-4193.2016.07.003