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其中，摆动的超棒表示垂直平均值。假设式(11.7)中p*和扩散系数uv值不变，则埃克曼深度¿¿e可以显示为与*Jvs/f成比例，通常达到约50 m的值。由式(11.11)可知，该层的气流在北半球地表风应力的右侧，在南半球地表风应力的左侧。取式(11.7)的水平散度，在上边界条件w = 0的情况下，应用质量连续性式(11.3)，可得埃克曼层(iue)由此“Ekman抽吸”给出

这些上涌以及大尺度大气所强迫的降水风系统代表了一种重要的海洋表面财产交换机制。从动力学的观点来看，我们在c?e可以被视为下面更深的海洋行为的上边界条件，至少到d级(几百米)，在这个更深的区域，运动几乎是地质运动，稳定的海洋分层倾向于抑制湍流摩擦，除非靠近海岸边界层。然而，作为一个警告，我们注意到围绕南极洲的风驱动的绕极流，在那里没有大陆屏障，与一个强迫有关垂直循环延伸到很深的地方。这形成了所谓的Deacon细胞的一个组成部分，可能对更普遍的热盐循环有重要的影响(Toggweiler和Samuels, 1995)。

因此，根据Stommel(1948)，如果我们假设在这一层(d - i/pj)中存在一个新的平衡，其中惯性项可以忽略不计(dy/dt = 0)，并且边界附近可能存在竞争的摩擦力以简单的瑞利形式表示(- k\)，则式(11.a)变为

通过取这个方程的旋度(k•Vx)，注意到k•Vx [/k x V] = (/V•V + V•V/) = (- / dw/dz + vfi)，其中f> = df/dy，我们得到了涡度平衡，其中Ç = k•Vx V = dv/dx - dw/dy dw vP + Ki;= f -。(11.14)

对Eq.(11.14)从d到dE求平均值，用一个摆动的超棒表示，并应用边界条件w¿= 0和Eq.(11.12)，我们得到vP+KÇ=f k。Vxrs (11.15)

由于亚ekman层内部流与地球横向非发散平衡接近，可以用v = k x v <{>定义的流函数表示，形式为

P ^ + kV2(' = Ud - dE) P *]~lk•V x rs (11.16)

这个方程构成了Stommel(1948)模型的基础，该模型的解是应力rs(即热带应力rs)的真实经向剖面东风，中纬度西风带和弱极地东风带)可以很好地反映上层的一阶分布海洋环流结构，如图11-2所示的理想海洋盆地示意图。注意西强化洋流(如墨西哥湾流)的特征。这是因为Stommel对副热带主环流(见图10-2)所调用的纬向风应力场将在长纬向空间尺度上诱导北半球向南的水流，其中V20较小，摩擦项可以忽略不计。因此，在这片偏东的海洋上的主要平衡是在地球涡度的传输(the /Ï-effect)和施加的风应力旋度之间，即Sverdrup(1947)平衡k' V x i

向北的质量流需要平衡这一广阔的赤道流，必须采取沿着西部边界的更窄的强烈向极流的形式，风流

具有较短的纬向长度尺度Lb-在此短尺度上，摩擦项/cV20和js项可以达到接近彼此平衡的较大值，而风应力强迫保持在其恒定的较小值。这个所需的平衡意味着实际值为Lb ^ k/P^ 100 km。这一理论有许多进一步的阐述，例如蒙克(1950)引入了被忽视的惯性项(v•Vv ^ 0)。

在图11-2中，还应注意副热带环流的收敛，需要下沉，从而加深温跃层;热带和高纬度环流的辐散，需要上升流，从而使温跃层变浅，并使深层水的性质更接近地表(例如，富含营养物质和碳的冷水)。这种影响在沿海地区相当明显，亚热带高压系统的偏北风和偏南风可以使埃克曼漂移远离海岸，造成明显的上升流。

这些沿海效应在亚热带温跃层的东西剖面上造成了不对称。另一个主要的不对称发生在热带地区tradewinds将海水向西推进，堆积起一个深暖水池，尤其是在西太平洋。因此，除了厄尔Niño减弱的贸易改变之外，从西海岸到东海岸，温跃层的深度几乎呈线性下降，在那里，寒冷的深水实际上露出水面。[在晚新生代，赤道西太平洋可能存在均匀的暖池温度，这是该地区的S lsO记录，导致了最可信的行星冰体积的最小温度效应记录(见第2.4节)。]作为对复杂赤道流的限定条件，我们进一步注意到，在应用式(11.17)时，可以得出所观察到的doldrum最小值在交易中产生赤道逆流如图11-2所示的高度理想化形式。

由于地表加热和蒸发的经向分布迫使温度和盐度普遍向极地下降，副热带主环流将向极地输送热量和盐度。这种向极地的环流输送与下一节将要讨论的温盐环流的输送顺序相同，在今天的大西洋中比TH输送弱一些，但在太平洋中要大得多(Semtner和Chervin, 1988)。例如，Barron和Peterson(1989)讨论了白垩纪/特提斯环流，Haug和Tiedemann(1998)讨论了新生代晚期巴拿马地峡的关闭，讨论了过去构造改变的海道对这种运输的可能影响。

作为第一个近似值，环流的大小取决于地表温度的经向梯度，这似乎是合理的，它是大气一般环流的主要驱动因素，包括地表风成分。

11.3.2局地对流翻转和斜压涡旋环流

上述风驱动的气流基本上是正压的，不考虑密度变化或水流随深度的变化。这种由差别加热稳步产生的密度梯度导致两种主要形式的不稳定，这两种不稳定主要发生在高纬度地区，受到表面冷却的影响:

1.局部深度倾覆，其中寒冷、富含盐水的海水失去浮力，呈细胞状下沉到较深的水位，由下面相对较轻的水所取代(例如，Stern, 1975)。

2.斜压涡旋环流。即使是相对稳定的垂直分层，极地水域和亚热带水域之间强烈的水平密度梯度也代表了一个斜压区，其中形成了曲线形的涡流;它们的特征是质量和性质的水平和深度垂直交换(例如，Saltzman和Tang, 1975)。

由于这两个原因，更高的纬度水在垂直方向上趋于强烈混合，使图11-1中的组合框1和框4更加均匀。

这为许多将这两个方框组合成一个高纬度方框的模型提供了一些理由(例如，Nakamura et al.， 1994)。

11.4双箱热盐环流模式:海洋状态的可能双态

在极区和区域之间的密度梯度赤道地区在水平面上产生压力差，从而驱动极向温盐环流。这些压力差紧随其后，作为近-的结果流体静力平衡在这种情况下，式(11.2)简化为:dP/dz = - gp -从这个方程中我们可以看到，在海底给定一个初始均匀的压力，在密度较低的极地地区，压力随高度的下降要比在较轻的极地地区更强烈热带地区，根据式(11.1)，形成上层梯度，趋向于将上层的水推向两极。式(11.3)所要求的向赤道方向的回流趋向于产生如图11-3所示的稳定环流，类似于大气中的热环流。然而，正如第11.3.1节所指出的，这种TH环流可能会受到深层风驱动效应的显著改变，特别是在南大洋，除了其他效应外，这种效应往往会产生比外部辐射强迫所暗示的更不对称的跨赤道环流(Toggweiler和Samuels, 1995)。

11.4.1两箱制

在一篇重要的论文中，斯托梅尔(1961)展示了温度和盐度对北极的贡献差异与赤道密度差异如何导致海洋中的不稳定，从而导致多种平衡状态。斯托梅尔的结果是基于第11.2节中描述的四盒模型的两盒简化，其中盒子1和盒子4，盒子2和盒子3，分别组合成从海洋顶部延伸到底部的单个低纬度和高纬度盒子，彼此分开，距离赤道为y = L >■= 0。

图11-3 | ~ |压差驱动的热盐环流截面示意图

按赤道到极点的密度变化(极点)进行静态计算。

在这里，我们首先考虑图11-1的更详细的三盒版本，其中我们保留了相对较快响应的上层(AZ = d)的表示，其中由表面热通量和淡水通量所迫的T和S梯度是最大值;这些通量可以用盒子1和盒子2中不同的混合值来近似表示。上层之下的区域(AZ = D - D)由一个混合良好的深海层表示，由图11-1的框3和框4组成(cf. Birchfield et al.， 1990)。这个大体积的深海的性质在较长的时间尺度上发生变化，以响应整个Z = d的小的热和盐净通量。我们将这一深海的温度和盐度的值指定为6和5d。分别。为了将这个三盒海洋简化为类似于斯托梅尔的两盒海洋，我们可以定义一个高纬度(极地)状态

也是一个低纬度(赤道方向)的州

(T2,S2)V2 + (d,SDm

继续阅读:古气候变化理论概要

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