循环驱动机制
图1显示了沿大西洋经向范围的温度剖面，海洋温度分布的一个显著特征是低纬度和中纬度地区温度的强烈垂直对比，温暖的上层海洋海水漂浮在寒冷的深海水域之上。水的垂直分层不同的温度(密度)被称为分层。早在1798年，拉姆福德伯爵就已经认识到，在低纬度地区没有任何深海热汇的情况下，这些冷水必须来自向赤道深处传播的高纬度地区今天，已经确定观测到的温度分布是AMOC的结果，它将大约19 Sv的温暖的咸水向北移动整个大西洋，并在深度向南移动同样数量的冷水([16,17];图2)。在墨西哥湾流/北内向北移动大西洋海流系统的近地表水释放热量到大气中，因此逐渐变得密集。这些水最终流入北欧海和拉布拉多海。在这里，当垂直分层在一段时间的过度热损失后被侵蚀(图2)，可以发生深度冬季对流(即贯穿上部2000米水柱的垂直混合)[4,18,19]
朗沃斯和布莱登[15]对大西洋经向翻转环流恢复的历史作了令人兴奋的描述。
60°S 40°S 20°S Eq. 20°N 10°N 6Q°N
图1沿大西洋经向范围的位温剖面。对于tem温度小于5°C和大于5°C，黑色轮廓的间距分别为0.2和1°C。红色、印度红、鲑鱼色、青色、浅蓝色和深蓝色区域分别表示温度高于16°C、10至16°C、4至10°C、3至4°C、1至3°C和低于1°C。在2003年(A16N部分，PI: Bullister [PMEL])和2005年(A16S部分;pi: Wanninkhof [NOAA]/Doney [WHOI])和1995年乘坐RV James Clark Ross (section A23;pi: Heywood/King [NOCS])共同编制了这一数字。数据来源:Clivar和Carbon水文数据办公室(http://whpo.ucsd.edu/atlantic.htm)．改编自Lynne D. Talley (http://sam.ucsd.edu/vertical部分/ Atlantic.html # a16a23)。
60°S 40°S 20°S Eq. 20°N 10°N 6Q°N
图1沿大西洋经向范围的位温剖面。对于tem温度小于5°C和大于5°C，黑色轮廓的间距分别为0.2和1°C。红色、印度红、鲑鱼色、青色、浅蓝色和深蓝色区域分别表示温度高于16°C、10至16°C、4至10°C、3至4°C、1至3°C和低于1°C。在2003年(A16N部分，PI: Bullister [PMEL])和2005年(A16S部分;pi: Wanninkhof [NOAA]/Doney [WHOI])和1995年乘坐RV James Clark Ross (section A23;pi: Heywood/King [NOCS])共同编制了这一数字。数据来源:Clivar和Carbon水文数据办公室(http://whpo.ucsd.edu/atlantic.htm)．改编自Lynne D. Talley (http://sam.ucsd.edu/vertical部分/ Atlantic.html # a16a23)。
受到溢出和夹带过程的影响，构成了北大西洋深水(NADW)。NADW随后向南输出，部分局限于沿美洲约1000米以下的深西部边界流(DWBC)。高纬度地区由浮力损失引起的强局域NADW形成的强度(图2)长期以来，“推动”地表水向下一直被认为是控制AMOC强度的因素。
为了关闭环流，密集的NADW最终需要返回上层海洋。这被认为主要通过两个过程来完成。第一个过程涉及风和潮汐，它们是输入海洋的机械能的主要来源。最终，输入的能量通过耗散成小尺度的运动而得到平衡，这是一个发生湍流混合的过程。消散和混合在开阔的海洋中无处不在;然而，它们似乎在粗略的水深测量附近最活跃，如mid-海洋山脊[21]。因此，下面更深(密度更大)的水与上面更温暖(密度更小)的水混合在一起
＾表面流 |
G风力上升流 |
l |
拉布拉多海 |
^深层流动 |
Mixing-driven上涌 |
N |
北欧海域 |
_底流 |
盐度> 36%» |
W |
威德尔海 |
m深水地层 |
盐度< 34% " |
R |
罗斯海 |
图2全局翻转循环系统强简化示意图。在大西洋，温暖的咸水从南大洋一路向北流入北冰洋和北欧海。相比之下，北太平洋没有深水层，它的表层水更新鲜。在南大洋形成的深水密度更大，因此比北大西洋形成的深水分布得更深。值得注意的是，与广泛分布的混合驱动上升流区相比，深水形成区具有很强的局域性。风驱动的上升流沿南极绕极流(ACC)发生。这一数字由Kuhlbrodt等人发表。[17]。
图2全局翻转循环系统强简化示意图。在大西洋，温暖的咸水从南大洋一路向北流入北冰洋和北欧海。相比之下，北太平洋没有深水层，它的表层水更新鲜。在南大洋形成的深水密度更大，因此比北大西洋形成的深水分布得更深。值得注意的是，与广泛分布的混合驱动上升流区相比，深水形成区具有很强的局域性。风驱动的上升流沿南极绕极流(ACC)发生。这一数字由Kuhlbrodt等人发表。[17]。
稠密的)水，从而使深水逐渐变轻。这使它们能够上升并返回上层海洋。事实上，即使在1000米以下的深海，垂直混合的直接结果也显示出了显著的稳定分层(即水随着深度变得更密集，如图1所示)，这一事实被用来论证耗散诱导的垂直混合“向上拉动”深水，最终可能比在高纬度向下“推动”对AMOC的活力有更强的控制。为了使水垂直地穿过密度恒定的表面，垂直混合是必需的，而这不能由高纬度浮力造成[22]。
第二个潜在的强大机制将深水“拉”回上层海洋以关闭翻转环流，可以通过仔细检查图1来激发。NADW从其形成区域向南流动，最终部分到达南大洋。在40°S以北，恒温深面仅表现出微弱的向南上坡，而在40°S以南，情况发生了巨大变化。这是全球70%的直接结果风能流入海洋的海水。由于埃克曼的平衡南大洋上空的强烈西风将大量近地表的水推向北方，然后被从深海向上吸走的水所取代。这一过程的表现是深层温度面向南向上倾斜的急剧增加(图1)。在这种情况下，从冷水到温水的转变(在密度表面上混合)发生在南大洋的海面附近，正如Toggweiler和Samuels[23]的模型发现所表明的那样。南大洋对AMOC活力的控制是否比深海混合机制更强，目前仍存在争议，因为仍然缺乏明确的观测证据。
除了AMOC之外，还存在另一种主要的经向反转模式。这涉及到通过南极洲周围的对流形成深水。的南极底水(AABW)向北扩散，代表大西洋、太平洋和印度洋中最冷、最深的水团(大致由图1中温度场的深蓝色阴影部分表示)。
在大西洋，海水逐渐混合到覆盖的NADW的下部，并最终向南返回。虽然南向流动的NADW和北上移动的AABW的体积在[24]或更大的南向单体[25]上相当，但与AABW相关的经向翻转单体对经向热传输可以忽略不计，因为它的上下分支之间的垂直温度对比非常小[26]。
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