主温躍層

大洋中低緯度和中緯度的海域，大約在200米和1000米水層之間的温躍層，由於它不隨季節而變，故稱之為“永久性温躍層”或“主温躍層”。在緯向上，赤道附近的主温躍層較強、較薄；隨緯度增高，主温躍層變弱，上界的深度變深，厚度加大。高緯度水域，主温躍層強度則增大，厚度減小，水層變淺。在極地水域，則不出現永久性温躍層。 ^[1] 

主温躍層的內部結構有相當明顯的地域差異。在北赤道流與赤道逆流的邊界附近，躍層在赤道海域內不僅最淺，且層內水温垂直梯度也最大。在赤道附近的赤道潛流中，可把躍層分為兩部分：在赤道上，上部躍層為峯，下部躍層為谷，中間（潛流的中心）是水温較為均勻的水層。躍層內的水温梯度，從赤道逆流往北（或從日本以南往東）有變小的趨勢，但在黑潮流域內則再度增大。在赤道海域以外，一般在海面附近出現另一類温躍層，它直接反映着海面的熱收支情況：夏季旺盛，冬季消失，故稱為季節性温躍層。如在北海道東南方的親潮海域，在冬季對流期，會形成0℃左右的深厚上混合層，但在春、夏季，海面所吸收的熱量積蓄於表層，並使海面附近的水温顯著上升。加之由融冰形成的低鹽水使表層的垂直穩定度進一步增大，因而妨礙了熱量向下層擴散，導致季節性躍層特別發達。 ^[1] 

主温躍層是位於海面以下温度和密度有巨大變化的薄薄一層，是上層的薄暖水層與下層的厚冷水層間出現水温急劇下降的層。研究主温躍層可以達到把變化緩慢的深海與變化迅速的上層海洋分隔開來的目的。中緯度海區的主温躍層最深，低緯度海區的主温躍層較淺。 ^[1] 

大洋中主温躍層的形成，主要是由於太陽輻射加熱、地球自轉、大氣風應力、海洋上翻流及鹽熱環流等物理過程綜合作用的結果。例如，自中緯度向極區，温躍層底界向極區是斜向上的，這類似於大氣中的鋒面，主要也是由於地球自轉才使其傾斜的。又如，熱帶區域温躍層底界是東淺西深傾斜的，這主要是偏東信風拖帶暖海水在西部堆積之故。 ^[1]