N 25n 30n 35n 40n 45n 50n

图4.113 1977-81年(虚线)、1982-6年(虚线)和1987-91年(实线)的-3°C异常等温线叠加在平均晚冬等纬线上(用数字标记的细实线，单位为kg/m3) (Deser et al, 1996)。

如图4所示。ii2, 1977 - 1989年温度异常向下移动约260 m，垂向速度略大于20 m/年，由Ekman抽速30 m/年的量级推断，垂向速度与该海域垂向速度在同一量级。自Deser的工作以来，已经有许多论文发表了这条推理路线，它们都显示了类似的结构。

上层海洋温度异常的再现从图4中可以看出一个有趣的现象。Ii2是在一次强冷却事件的初始影响后几年上层海洋温度异常的再现。根据通风温跃层理论的思想，我们可以定义年俯冲深度Ds = sant，其中Sann为年平均俯冲速率，T = i年为年平均俯冲速率的时间持续时间。俯冲深度比定义为Rs = Ds/hmax。

图4.ii4显示了从具有连续分层的理想流体温跃层模式推断出的北太平洋这一深度比的分布情况。这个比值的倒数与表层温度异常在上层海洋中存活的时间(以年为单位)密切相关，这可以通过与Frankignoul和Reynolds (i983)给出的相应数字进行比较来看出。

利用简单的一维模型分析上层海洋热含量的热平衡，可以很容易地看出，混合层中水性质的更新大约需要i /Rs年。此外，形成异常的最佳季节为冬季后期(3月1日)，此时混合层最冷、密度最大。另外，只感冒一次

图4.114根据理想流体温跃层模型推断的北太平洋俯冲深度比(Huang和Russell, 1994年)。

异常能够存活下来，因为温暖异常穿透得不够深，会在正常年份的下一个冬末消失，此时冬末混合层密度更大、更深。

4.10区域气候变率引起的环流间通信4.10.1导论raybet雷竞技最新

风力驱动的环流在前面的章节中已经讨论过。然而，在大多数情况下，我们的讨论集中在单个环流的稳定循环上。在气候研raybet雷竞技最新究中，探讨不同强迫下环流的气候变率是一个有趣的问题。

年代际气候的一个关键因素raybet雷竞技最新海洋的变化是环流间通讯的可能性。如Gu和Philander(1997)提出亚热带盆地Ekman抽水驱动的俯冲作用使副热带环流和赤道环流发生交换。许多研究人员一直在积极研究这种联系。

在本节中，我们讨论了一个简单的机制，它可以在年代际时间尺度上驱动环流间通信。众所周知，风应力旋度的变化会导致给定环流中温跃层的变化。然而，由于这种变化而可能产生的环流间通信可以进行如下研究。

对于一个简单的减重力模型，上层覆盖整个表面，因此下层与海气相互作用隔离。低层的总量受控于一些相当缓慢的过程，如深水形成和底喷流混合。我们将进一步假设，在几十年内，这些过程不会受到风应力分布变化的影响。因此，在相对较短的年代际时间尺度内，低层水总量将保持不变。因为海洋的总体积没有变化，所以上层水的总体积应该保持不变。因此，为了保持水团的体积，全球温跃层结构将相应地发生变化。在本节中，我们使用一个简单的稳态减重模型来演示由于强迫变化(如风应力和加热/冷却)在单个盆地中的环流间通信。

4.10.2模型制定

在4.3节中讨论了球坐标下重力减重模型的基本方程，上层厚度遵从如下公式:

g Jx

Prd X

在哪里

Pr = -2arn sin2 6we, we =

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