深海翻转环流的有哪些特征呢？受什么驱动呢？
What are the characteristics of the abyssal circulation? What drives it?
表层洋流和风驱动的环流我们大体都知道了，但是深度超过1000米的深海环流（abyssal circulation）的特点你知道吗？近日，一项新的研究，揭示了深海翻转环流的三维结构，发现了深海流动的一个关键规律，海水会在近海底的区域沿坡度向下流动，并在上方形成上升回流。
深海暗流如何将地层水输送到表层？
海洋环流负责在全球范围内输送热量、碳和营养物质，温暖的表层海水在极地冷却后下沉形成深层水，这些深层水随后在全球海洋中缓慢流动，最终需要通过上涌过程重新返回表层，完成循环。
传统理论认为，海洋中层无处不在的湍流混合会逐渐减少深层水的密度，使其缓慢上升，根据质量守恒定律，要维持全球约3000万立方米/秒的净上升流量，平均每天只需要上升约1厘米。但实际观测显示，海洋内部的湍流混合强度远不足以产生这么大的上升流，也就是海底某些特殊区域承担着绝大部分上升流量输送。
为了探究这一问题，由美国加州大学圣地亚哥分校斯克里普斯海洋研究所领导的一项研究，于2021年在北大西洋的罗科尔海槽（Rockall Trough）进行实验，通过在在深海峡谷中释放荧光染料，然后使用特制快速温盐深仪（FCTD）携带荧光计进行高分辨率追踪水团的运动轨迹。
根据染料释放后3天内进行的12次剖面测量结果，标记的底层水正以每天51-325米的速度向上穿越密度层，这一速度比维持全球翻转环流所需的平均值1厘米/天高出太多太多。
这种强烈的上升运动与峡谷中的内潮活动密切相关，数据显示，峡谷内的流速以半日和全日潮频率振荡，最大可达0.4米/秒，当潮汐流沿斜坡上下运动时，密度较低的暖水被树洞到密度较高的冷水下方，会造成密度层的剧烈变形，形成对流不稳定（convective instability），引发强烈湍流混合。
跨密度面混合速度公式
💡跨密度面速度公式如下，$w_{dye}$为染料加权的跨密度面上升速度，$\overline{σ_θ}$为染料加权的位势密度异常平均值，$|∇σ_θ|$密度梯度的大小。${∂\langle σ_θ \rangle / ∂t}$反映染料密度的非绝热变化。
$w_{dye} = -\frac{∂\langle σ_θ \rangle / ∂t}{|∇σ_θ|}$
在实际观测中，湍流混合驱动的跨密度面输运驱动，湍流混合导致的不可逆热量和质量交换，由非绝热运动（diabatic）主导，而绝热上升（adiabatic）过程作用较小。传统观点认为湍流混合主要由剪切不稳定性（shear instability）或内波破碎驱动，但这项研究发现对流不稳定在倾斜边界附近占主导，且效率更高。
在倾斜边界附近，湍流混合会产生收敛的浮力通量，导致靠近海底处出现上升流，这与海洋内部的情况形成鲜明对比，那里的混合产生发散的浮力通量，导致净下降流。虽然海洋内部的湍流混合会导致下降流，但在倾斜海底附近会形成强上升流，这是全球翻转环流中深层水返回表层的关键路径。
这种上升并非均匀分布在整个峡谷横截面，而是集中在靠近海底的边界层内，混合后的水体并非原地上升，而是会与海洋内部发生快速交换，观测显示标记水团会形成”舌头”状结构从边界向海洋内部延伸。
图：沿峡谷的观测概览，显示了染料沿峡谷的扩散
插图轴显示 MP1（位于峡谷 11.3 公里处，为整个 1 周记录的平均值）和 MP2（位于峡谷 4.8 公里处，为整个 3 个月记录的平均值；MP2 是在 MP1 从水中取出后部署的）沿峡谷速度的时间平均剖面。染料释放 20 小时后沿峡谷轴线的示例横断面的染料浓度显示在 5.5 公里和 8 公里之间，最高浓度以深粉色显示（有关更多详细信息，请参见扩展数据图5d）。3.85°C 等温线以黑色轮廓线表示。彩色点显示在释放 20 小时后使用 MP1 系泊设备上的荧光计测得的染料浓度。染料横断面和系泊剖面染料浓度的色标不同，FCTD 测量的检测阈值为 0.06 ppb，MP1 测量的检测阈值为 0.006 ppb。释放 20 小时后 3.85 °C 和 3.53 °C 等温线的深度在 MP1 曲线上用黑色十字标记。
为什么深海环流到底是什么样的？
上面的研究我们可以看到，深海环流主要由密度驱动，受对流不稳定引发强烈湍流混合，高纬度寒冷高盐的海水下沉，再通过湍流混合缓慢上升。但是，现实中许多观测到的现象并不能统一这种解释，有的区域的海水会沿坡度下沉，而其他地方却上升。
近日，一项新的研究发现，海水会在近海底的区域沿坡度向下流动，形成下坡流，并在上方形成上升回流。
研究通过全球海流计数据和数值模拟，定义了一个关键参数：地形趋向性(topostrophy，τ)，用于量化水流与海底等深线的相对方向。研究发现，深海流动普遍表现出正地形趋向性（positive topostrophy, τ > 0），海流会沿着等深线方向流动，深海流动的τ值随深度增加而增大，越靠近海底，流动越倾向于沿地形方向。
地形趋向性(topostrophy，τ)
💡地形趋向性公式如下，其中$\text{sign}(\theta)$表示纬度的符号，北半球为正，南半球为负，调整南北半球的对称性；u和 v分别是流速的纬向（东西）和经向（南北）分量；H是海底深度，$\frac{\partial H}{\partial x}) 和 (\frac{\partial H}{\partial y}$是海底地形的梯度，是海底坡度的东西、南北分量。
$\tau = \text{sign}(\theta) \left( u \frac{\partial H}{\partial y} - v \frac{\partial H}{\partial x} \right)$
正地形趋向性τ > 0，在北半球，流动使更深的海底位于左侧，南半球则相反。τ ≈ 0则是流动垂直于等深线，跨地形流动；负地形趋向性τ < 0，流动方向与理论预测相反，通常出现在强边界流或强混合区域。
但是当距离距离海底10-100米的底部边界层内，海流会受摩擦作用偏转，但实际观测不同于传统理论如Ekman层模型预测流动会向坡度较浅的方向偏转，海水更倾向于沿坡度向下流动，形成下坡流，其强度与海底坡度正相关。
海底边界层区域流速
💡海底边界层区域的流速可按下式表示，其中 w是垂直速度，$\mathbf{u}_h$为水平流速，$\nabla_h H$ 是海底坡度。通过公式，如果流动与坡度同向，w为负，下沉流，当τ > 0的流动通过摩擦效应增强了水平流速与坡度的同向性，因此导致下坡流。
$w = -\mathbf{u}_h \cdot \nabla_h H$
也就是说，深海海流流动按照τ > 0沿着等深线方向流动，在接近底部边界层时，受底部摩擦作用，下坡流增强，海底坡度越大，下坡流越强。观测显示，73-85%的深海区域存在近底层下沉。
但海底坡度并非均匀分布，通常从海山顶部到中深度，坡度逐渐变陡，曲率C < 0，从中深度到底部，坡度逐渐变缓，曲率C > 0。在陡坡区域，海底坡度越大，下坡流越强，海水向深层输送，而在坡度变缓的区域，下坡流减弱，海水堆积并上升，又引发上升流。这样，下坡流在浅层陡坡处下沉，在深层缓坡处上升，中间通过回流连接形成深海环流。
深海翻转环流特点
🚩现在知道深海翻转环流的特点吗？混合驱动在边界层流动不是简单的导致上坡流，而是基于地形效应，深海流动主要由中尺度涡旋驱动，流动普遍表现出正地形趋向性，海底摩擦将其转化为下坡流，进而驱动整个深海垂向环流。
图：在倾斜的海底翻转
( a ) 为深海翻转单元的草图。缩写为平均散度 (DIV)、辐合 (CONV)、北半球 (NH) 和南半球 (SH)。( a ) 的右侧显示了仅由混合24驱动的底部边界层模型预测的深海流。大西洋 ( b ) 和太平洋 ( c ) 模拟中的域平均散度显示为跨等深线海底曲率和每个曲率带内平均深度 (阴影) 的函数。箭头表示垂直速度和跨等深线速度分量的域平均值。请注意，橙色和黑色箭头的比例不同。相应的比例显示在 ( b ) 的镶嵌图中。灰色轮廓显示域平均沿等深线速度分量的振幅，以 cm s −1为单位。在海底深度小于 500 米的浅水区域，等深线海底坡度 <0.01，以及大陆坡度之上（与 200 公里顶帽核卷积的水深测量与大于 0.006 的坡度相关）， 5 ∘ S 和 5 ∘ N 之间的体积在区域平均值中被忽略。
❓思考题：海底坡度变化如何驱动垂向环流？
A. 陡坡区辐散导致上升，缓坡区辐合导致下沉
B. 陡坡区辐散导致下沉，缓坡区辐合导致上升
C. 坡度变化与垂向流动无关
D. 整个海底均匀下沉
参考答案：（点击查看）
B.
解析：陡坡区∂²H/∂a²>0，下坡流加速→水平辐散→垂向下沉，缓坡区∂²H/∂a²<0，下坡流减速→水平辐合→垂向上升。
参考文献：
Wynne-Cattanach, B.L., Couto, N., Drake, H.F. et al. Observations of diapycnal upwelling within a sloping submarine canyon. Nature 630, 884–890 (2024). https://doi.org/10.1038/s41586-024-07411-2
Schubert, R., Gula, J., Capó, E. et al. The ocean flows downhill near the seafloor and recirculates upward above. Nat Commun 16, 5873 (2025). https://doi.org/10.1038/s41467-025-61027-2