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图5.55 a-d由位置0q指定的点汇聚驱动的西边界电流输运，单位为总汇聚Sq。
图5.55 a-d由位置0q指定的点汇聚驱动的西边界电流输运，单位为总汇聚Sq。
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- 图5.56 Stommel(1958)假设的世界海洋深部环流。
每个盆地内部的水均匀向上移动，正如模型中假设的那样，而这个模型假设的均匀上升流驱动向极地流动，正如线性势涡度平衡所指示的那样。
5.2.3深循环广义理论
自从斯托梅尔和他的同事提出了一个理论框架深循环在20世纪60年代的世界海洋中，他们的理论主导了世界海洋深环流领域。直到20世纪80年代，人们才开始认识到经典深循环理论的局限性。
斯托梅尔的理论建立在一个非常简单而坚实的理论基础上，包括环流的稳定性，没有底部地形的假设，均匀上升流和深水点源的假设。在这样的假设下，从模型中得到的简单解是流体动力学基本原理的唯一逻辑结果。
很明显，直接观测证实该理论所预测的深海内部向极地流动是非常困难的，因为它极其缓慢。因此，很长一段时间以来，在世界海洋中观测到的相对较快的西部边界流一直被用作支持这一理论的最具体证据。然而，如果要更准确地描述世界海洋的深层环流，理论中所作的简单假设就有相当严重的局限性，这一点最终变得清楚了。
随着现场观测的进展和所涉及的物理学的进一步研究，经典的Stommel理论和深海环流之间的差异变得更加清晰，为了描述深海环流的不同物理特征，模型中加入了更多现实的特征。最基本的问题包括以下几点。
东部边界流由于地形ft效应
沿着盆地东部边界的底部斜坡可能非常陡峭，以至于相应的地形j效应超过了行星j效应。因此，沿盆地东部边界可出现强烈的深部边界流。
非均匀上涌
虽然上升流是在许多研究中使用的术语，严格地说，“底咽速度”是正确的术语。总体而言，上升流表明垂直速度为正，这可能是由双喷流混合引起的;它也可以由流经地形的绝热垂直运动引起。此外，强烈的上升流也与辐散有关埃克曼输送，例如海岸上涌以及南大洋的强上升流。在下面的讨论中，由于双喷流混合而引起的向上运动被称为上升流。
对于底部平坦的理想盆地，整个盆地的上升流速度不一定均匀。简单标度计算表明，垂向速度与温斜深度w = K/h有关，其中K为垂向扩散系数，h为标度深度。自温跃层是盆地东部边界较浅，上升流可能比盆地西部大得多。
Kawase(1987)假设两层模型界面的上升流与界面偏离指定参考位置w* = r [ho(x,y) - h(t,x,y)](5.86)成线性正比。
其中r是松弛因子，它是松弛时间的倒数，h0(x,y)和h(t, x,y)是参考状态的深度和接口的当前状态。作为一种替代方案，可以通过将上升流与表面热盐强迫耦合来确定界面上升流速率(Huang, 1993a)。
最近的野外观测表明，在粗糙的底部地形附近，底喷流混合大大增强大洋中脊海山(Ledwell et al, 2000)。因此，逆减重力模型中对应的上升流应该是非均匀的。事实上，非均匀混合/上升流的动力学结果是深海环流研究的前沿;这一主题将在本章后面详细讨论。
斜压环流呈分层深海海洋
经典的斯托梅尔和阿隆斯理论是基于深渊密度均匀的假设，它预测了深海中的正压环流。在分层的海洋中密度分层产生斜压环流。经向速度由Sverdrup关系控制，即线性涡度平衡jv = f dw/dz。在纬向剖面上，沿东部边界的密度相对较轻，这种密度异常以平稳扩散的Rossby波向西传播;因此，深渊中存在速度和密度上的斜压结构(Pedlosky, 1992)。
测高法
一般来说，单个盆的底部并不平坦;大多数的盆都不是平底的，而是中国炒锅的形状。由于水平面积随深度的减小，环流可能与经典的斯托梅尔理论有很大的不同。
设盆地水平面积为A(z)， z级以下深渊深水源总量为S (z)，则通过z级的垂直速度为w = S (z) /A (z)，对于内部海洋，线性势涡量平衡为jv = fw = fddz (Ajly)。S(z)和A(z)的不同组合可以在不同的水平上产生显著不同的经向速度模式(Rhines和McCready, 1989)。例如，如果dw/dz < 0，则深海内部的经向速度必然向低纬度移动，与经典理论预测的方向相反。
地热供暖系统
尽管在大多数海洋模型中都使用了热隔离条件，但海底存在热通量。火山活动大爆发所释放的地热通量可在地球上空形成巨大的羽流大洋中脊，如Stommel(1982)所讨论的。然而，对于全球热盐环流时，地热热通量的贡献较小，可以忽略不计。另一方面，如果我们对深海环流感兴趣，正如Thompson和Johnson(1996)所证明的那样，地热通量可能是深海分层的主要贡献者。Adcroft等人(2001)利用海洋环流模式进行了数值实验。在均匀分布的50 mW/m2地热流条件下，底部温度较无地热流条件下提高了0.1 ~ 0.3℃。这种底水温的变化是实质性的;因此，很明显，如果我们想要精确地模拟底水性质和循环，必须包括地热热流。
接地
由于底水通量值是有限的，深盆地底部的部分区域可能不被底水覆盖。底水的有限性使得这个问题与斯托梅尔理论(Speer和McCartney, 1992)中讨论的情况有很大不同。如果底层水源的强度不够大，就说
出现“接地”现象(w*为通过底水上表面的指定上涌速度);示例如图5.57所示。
这种现象是第4.1.4节讨论的露头现象的镜像。露头模型与接地模型的本质区别在于积分约束。对于广义Parsons模型，上层的总水量必须是恒定的，而在接地模型中，上升流的总水量应该等于底层的水源。
a - a切片视图a - a切片视图
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- 图5.57有接地现象的底水循环模型示意图;a - a断面视图，b水平视图(改编自Speer和McCartney, 1992)。
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