观测到的温盐环流
海洋中时间平均的深海流动非常微弱，无法直接测量。然而，深海环流和强迫它的对流过程在水的性质分布上留下了它的特征，从中可以推断出许多东西。
11.2.1.从内部示踪剂分布推断
经深对流修饰的水团被标记为其形成区域特有的T和S值，以及其他示踪剂，如20世纪60年代原子武器试验中的氚和工业和家庭使用的氟氯化碳(cfc)。示踪剂可以在远离其形成区域的地方被追踪，揭示出海洋的内部路径。
T和S跨大西洋的纬向平均剖面如图11.13所示;另见图9.9所示大西洋25°W的水文剖面。我们看到三个不同的深层和深海海洋水，来自不同的来源。从南大洋表面向下滑动到1公里深处南极中水(AAIW)，盐度低(34.4 psu)，靠近水面，温度略低于紧邻上下的水。这些水似乎来自南纬55°左右，与图9.10所示的环极地海洋的深层混合层区域有关。在一个
图11.10。在冬季拉布拉多海深对流实验(1997年2月- 3月)期间，伍兹霍尔船KNORR穿过恶劣的拉布拉多海，进行如图11.11所示的观测。上图所示的波浪导致船上不断结冰，如图所示。由WHOI的鲍勃·皮卡特提供。
图11.10。在冬季拉布拉多海深对流实验(1997年2月- 3月)期间，伍兹霍尔船KNORR穿过恶劣的拉布拉多海，进行如图11.11所示的观测。上图所示的波浪导致船上不断结冰，如图所示。由WHOI的鲍勃·皮卡特提供。
图11.11。上图:1996年10月对流开始前和1997年3月冬季对流开始后，横跨拉布拉多海的势密度a(等高线)和分层da/dz(彩色)剖面。紫色表示分层非常弱的区域。底部:1997年2月至3月观测到的混合层深度水平图，显示对流深度超过1公里。顶部所示部分的位置由虚线标记。礼貌的罗伯特Pickart,下咽。
图11.11。上图:1996年10月对流开始前和1997年3月冬季对流开始后，横跨拉布拉多海的势密度a(等高线)和分层da/dz(彩色)剖面。紫色表示分层非常弱的区域。底部:1997年2月至3月观测到的混合层深度水平图，显示对流深度超过1公里。顶部所示部分的位置由虚线标记。由WHOI的罗伯特·皮卡特提供。
水深2公里左右——实际上，它占据了大西洋盆地的大部分——是北大西洋深水(NADW)，具有高盐度(34.9 psu)，起源于北纬高纬度，但可识别到南纬40°及以上。在海洋的最底部是南极底水(AABW)，比NADW含盐量少，但温度更低(密度更大)。综上所述，我们可以看到致密水局部下沉和水平扩散的多层模式，如图11.1中的箭头所示。
另一个有用的循环示踪剂是溶解氧。地表水的含氧量接近饱和(事实上，它们是略超饱和的)。当水离开水面(氧气的来源)时，它就消失了
预处理、对流和混合、下沉和扩散
图11.12。原理图大洋深对流的三个阶段:(a)预处理，(b)深对流和混合，(c)下沉和扩散。浮力通量通过海洋表面用卷曲箭头表示，下面的分层/露头用连续线条表示。混合流体的体积对流是阴影。马歇尔和肖特(1999)。
预处理、对流和混合、下沉和扩散
图11.12。大洋深对流的三个阶段示意图:(a)预处理，(b)深对流和混合，(c)下沉和扩散。通过海面的浮力通量用卷曲箭头表示，下面的分层/露头用连续线条表示。通过对流混合的流体体积用阴影表示。马歇尔和肖特(1999)。
跨大西洋纬向平均T(°C)和S (psu)
90年代是如此的美好
纬度
图11.13。横跨大西洋的纬向平均(0°- > 60°W)温度(上)和盐度(下)分布。标记了南极中间水(AAIW)、南极底水(AABW)和北大西洋深水(NADW)。将此纬向平均剖面与图9.9所示25°W方向的水文剖面进行比较。
90年代是如此的美好
纬度
图11.13。横跨大西洋的纬向平均(0°- > 60°W)温度(上)和盐度(下)分布。标记了南极中间水(AAIW)、南极底水(AABW)和北大西洋深水(NADW)。将此纬向平均剖面与图9.9所示25°W方向的水文剖面进行比较。
氧气含量被生物活动慢慢消耗掉。因此，氧含量给我们提供了一种时钟，通过它我们可以感觉到水的“年龄”(即，水离开水面的时间);含量越低，水越“老”。大西洋和太平洋的氧含量(以饱和度的百分比表示)分别显示在图11.14的顶部和底部。
在大西洋中，深海中的水从北到南呈渐进老化的趋势，这意味着主要来源在极北。然而，除了低纬度地区低于1公里的浅水，其他地方的水通常都是“年轻的”(氧饱和度> 60%)，在那里，“老的”水(我们推断)是从下面缓慢上涌的(参见图9.7中的等纬线)。那
大西洋和太平洋纬向平均氧(ml/1)
□___I_I_1_I_I_I_I_I___1_I_1_I_I_I___1_I_1___, _1_1_I_ !我,_1_I_____□
所以s 60s 30s 0' 30n60n，所以n
纬度
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纬度
1 b_i_,我、_i_i_i_i_i_i___i_i_i_i_i_i_i_i_i_i___i_i_i_i_i_ _i_i_i_i_d所以年代60年代90年代0 30 60 n 90镑
纬度
图11.14。大西洋(0°-60°W)和太平洋(150-190°W)的纬向平均氧饱和度(ml -1)。
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纬度
图11.14。大西洋(0°-60°W)和太平洋(150-190°W)的纬向平均氧饱和度(ml -1)。
南极海岸附近的水相对年轻，在南纬40°-50°左右，特别是在北纬高纬度地区，这是大西洋这些地区表层水被混合的证据。相比之下，太平洋横截面图11.14(下)显示只有南极附近有年轻的水。北纬高纬度地区的深水含氧量非常低，由此我们推断，除了北极海盆外，北太平洋的表层水域没有下沉。
11.2.2.温盐环流的时间尺度和强度
在图11.9所示的源头区域，其性质已确定(海洋学家使用术语“形成的”)的水在缓慢上涌回水面之前必须散开，以完成质量流动的循环。主要来源NADW的强度估计约为14西沃特(见第11.4节)。利用这个源速率，我们可以对指示环流强度的参数进行若干估计。大西洋的面积约为1014平方米。的海洋的深度地表源通风距离约为3公里(见图11.13)。这是翻转环流时间尺度的估计
:s .__ocean体积= 1014m2 x 3 x 103m 700 y
体积通量_ 1.4 x 107m3 -1 -/ uuuy -
深海净水平流速必须约为v = ^phmfuh =
3 × 11403xm°X5mx31s061m - 10- 3m s-1。如果补偿上升流几乎占据了整个海盆，上升流速度大约为w = voluifflux = i-4^m85-1 - 4my-1(!!)，海洋面积为1014 m2
比典型的由风驱动的Ekman泵送速率小10倍(参见图10.11)。
因此，深海内部环流非常非常微弱，微弱到几乎不可能直接观测到。的确，在推论大规模深海环流可能的模式方面取得的进展，既来自理论的应用，也来自直接的观察，正如我们现在要继续讨论的那样。
继续阅读:深海环流观测
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