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图4.118风应力扰动下的层厚调整，如图4.117所示。他是原层厚度沿东部边界。带he的曲线表示沿东部边界的层厚变化;西部边界和赤道右侧层厚变化的hWW;副热带环流西部边界最大层厚变化的HSW;亚极环流西部边界最大厚度的变化为hw。
a由图4.118b中标记为hW的线表示。在单独的计算中，该模型受到亚热带盆地上空更强的埃克曼泵送速率的影响。在这种异常强迫的作用下，副热带环流内部的温跃层向下移动。另一方面，在赤道环流和次极环流中，温跃层都向上运动，以补偿副热带环流中的向下运动。
对于第三种情况，风应力摄动施加在赤道。对于我们所选择的参数，这导致赤道的风应力正好为零(图4.117e)。同样，这种扰动导致赤道环流泵送速率下降，副热带和次极地盆地向下运动(图4.118c)。
在海拔550 m时，下部与海气相互作用绝缘。假设在10-20年的短时间内，下层水团的源汇平衡不发生变化，则下层的总水量应保持不变。既然海洋的总量保持不变，那么上层水的总量也应该保持不变。
在此假设下，亚极环流、副热带环流或赤道环流中的风应力扰动都会导致整个盆地温跃层的垂直位移。根据东边界原始层厚的不同，垂直位移在5 ~ 20 m之间。如果沿着东部边界选择了一个非常薄的上层，比如100米，那么由于整个盆地范围的调整而造成的变化可以超过20米。
这垂直运动的温跃层是由于环流间的通讯。与孤立地研究每个盆地的风驱动环流的传统方法不同，整个盆地的水团守恒意味着一个动力学后果，即单个盆地的风应力变化可导致温层的全球变化。这种全球性的变化肯定会引起与温跃层与海洋环流的其他组成部分耦合有关的新的动力学。
例如，中纬度的风应力变化会导致赤道温跃层深度的重大变化，这反过来又会改变厄尔尼诺-南方涛动(ENSO)周期的性质。
上述讨论是基于一个简单的重力衰减模型，该模型假设上下两层的密度差在盆地范围内是均匀的。这种假设是一种严重的理想化。如果选择等纬面作为界面，从次极盆地到赤道盆地，该界面上下水的密度差变化较大。为了包括这种盆地范围内的密度变化，可以将减重模型转换为所谓的广义减重模型(如，Huang, 1991b)。新模型中减少的重力现在是水平坐标的函数，上层厚度可以通过稍微修改的方程计算:
g' (X, 0) e A g' (X, 0) J
其中g'(X, 0)为减重，可以从模型中计算，也可以从数据中指定。上层水的总体积为ff dAÏ-ge - h2 + 2a f * - dX
与风应力摄动的情况相似，热摄动引起盆地某个区域重力降低的变化。在年代际尺度内，低层的总水量保持不变。因此，上层水的体积保持不变。为简单起见，我们假设未扰动状态下的重力减小仅取决于纬度，即g' = g'(0)。利用体积守恒约束，假设存在小扰动，得到dA rr f XXeP- Sg' (X, 0) d X he She -= a J X， /——dA (4.553)
e e Ah (X, 0) JJa g'2 (0) h (X, 0) y J
h2 + gn0) it -rdX
Sg (X, 0)是(X, 0) =指定的重力减小的变化量。
这种调节机制与风应力异常的调节机制非常相似。例如，亚热带海洋降温，上层密度增大，g’(X, 0) < 0。根据Eqn。(4.553)， She < 0，即降温会导致整个盆地温跃层向上运动。我们记得，冷却会导致上层和下层之间的密度差变小。根据减重模型，在给定纬度，界面上的密度差越小，温跃层越深。因此，冷却就像埃克曼泵浦的增加。由于冷却/加热的影响与风应力异常的影响相当相似，我们在这里没有给出相应的数值例子。
温跃层被第一组罗斯比波重置
温跃层被第一组罗斯比波重置
赤道温跃层开尔文波
原位置主要温跃层
图4所示。ii9亚热带盆地内部Ekman抽运速率降低引起的亚热带-赤道海洋调整示意图。
赤道温跃层开尔文波
主温跃层的原始位置
图4所示。ii9亚热带盆地内部Ekman抽运速率降低引起的亚热带-赤道海洋调整示意图。
综上所述，局部区域的风应力异常和热异常都可能导致温跃层的整体调整。例如，副热带盆地较强的Ekman泵送或冷却作用迫使副热带盆地温跃层向下运动。由于水体总体积是守恒的，这导致整个盆地温跃层在全球范围内向上位移。这种全球温跃层的调整将与海洋中的其他过程相互作用，产生复杂的气候变化。raybet雷竞技最新
以上计算均基于模型的平衡态。在一个随时间变化的模型中，扰动将以波的形式通过整个盆地传播。特别地，罗斯比波和开尔文波在建立最终解中都起着重要作用。如图4所示。ii9，副热带盆地Ekman抽吸速率的降低激发了向西斜压的Rossby波。此时沿东部边界的地层厚度保持不变;然而，罗斯比波经过后，温跃层向上移动。当罗斯比波到达西部边界时，开尔文波被激发，将信号带向赤道。由于质量守恒的约束，开尔文波到达赤道时必须携带一个向下的信号，并沿赤道波导向东移动。在东边界，赤道开尔文波分裂并沿东边界向极地方向转变。 As the waves pass through, the温跃层深度沿东部边界增加。沿着东部边界，开尔文波通过向西发出罗斯比波逐渐失去能量。解决方案的最后阶段将在这个波循环重复几次之后建立，海洋中的其他物理过程，如耗散，也应该发挥一些作用。中纬度风应力扰动与赤道温跃层和地表温度异常之间的联系可以使用数值模型详细探讨(Klinger et al.， 2002)。
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