洋际交换及其在全球大洋环流中的作用：MOM4p1积分1 400年的结果

朱耀华，魏泽勋*，方国洪，王永刚，管玉平

（1.国家海洋局第一海洋研究所，海洋环境与数值模拟研究室，山东青岛 266061；2.中国科学院南海海洋研究所，热带海洋国家重点实验室，广东广州 510301）

洋际交换及其在全球大洋环流中的作用：MOM4p1积分1 400年的结果

朱耀华1，魏泽勋1*，方国洪1，王永刚1，管玉平2

（1.国家海洋局第一海洋研究所，海洋环境与数值模拟研究室，山东青岛 266061；2.中国科学院南海海洋研究所，热带海洋国家重点实验室，广东广州 510301）

利用非Boussinesq近似下MOM4p1的全球大洋环流预后模式，采用真实地形，以静止状态为初始条件，进行了1 400 a积分，以研究平衡状态下大洋环流的结构。模式由月平均气候态强迫场驱动，包括192×189个水平网格和压力坐标下的31个垂直层次。着重研究达到平衡状态后，各洋际通道处的质量、热量输运和补偿及其在全球大洋环流中的作用。根据动能演变特征表明，积分过程分为3个阶段：风海流的成长及准稳定状态；热盐环流的成长过程以及热盐环流的稳定状态；由静止状态冷启动达到热盐环流的稳定状态，积分过程必须在千年以上。模式结果再现了从白令海峡到格陵兰海的北冰洋贯穿流和印度尼西亚贯穿流，并用已有观测资料对它们进行对比。分析表明，海面的倾斜结构是形成太平洋－北冰洋－大西洋贯穿流和印尼贯穿流的主要动力机制。分析指出，尽管在北大西洋存在1.4×106m3／s的南向体积输运，但其热量输运却是北向的并达到1015W量级，其原因是北向的上层海流温度远高于北大西洋深层水向南的回流。文章分析了经向体积和热量输运对北大西洋深层水补偿来源及大西洋经向翻转环流的贡献。模拟所得洋际交换的量值可以由经向补偿予以合理解释，并得到以往实测与数模结果的支持。洋际通道处的体积和热量交换突出体现了其在大洋传送带系统中的枢纽作用。

全球大洋；数值模拟；洋际交换；经向输运；经向翻转环流

1 引言

全球尺度的大洋环流很久以来一直是海洋学家们热衷的富有挑战性的课题之一。一个世纪以前，Pillsbury指出海洋环流将来自于太阳辐射的热量从赤道输运至两极。但是，海洋学家们近几十年才开始致力于该热量输送率的研究。全球大洋热盐环流的研究因其与全球气候变化紧密相连而逐渐成为热点。Broecker［1—2］引入了大洋传送带的概念和二层热盐环流结构来表征大洋的深层流动和上表层的补偿流。Schmitz［3］综合了当时的研究成果和观测资料，基于洋际水交换提出了大洋传送带4层热盐环流结构，图示了热盐环流结构，包括底层、深层、中层和上表层补偿流，并估算了它们的体积输运率。Broecker的二层结构和Schmitz的4层结构构成了全球大洋热盐环流的经典图式。

Huisman等［4］和Marotzke等［5］采用GFDL的MOM2和理想化的矩形太平洋和大西洋海域，并用4°×4°粗网格积分几千年，以研究热盐环流的多重平衡态。研究中为节省计算量而实现长期积分，采用了粗网格和大时间步长，主要目的在于寻找多重平衡态转换的临界判据，而不是真实的热盐环流结构。Wei等［6］在MOM2的基础上发展了一个全球1°分辨率和太平洋的（1／3）°分辨率的可变网格模式，并以实测温盐场和静止流场为初始条件积分11 a的结果，分析了包括风生环流和热盐环流在内的大洋环流。该研究选择了典型的跨大洋断面并计算分析了这些断面的体积、热量和盐量输运，但没有关注白令海峡中北向的体积输运和大西洋各断面南向的体积输运以及太平洋－北冰洋－大西洋的洋际贯穿流。

Dong等［7］把基于MOM3的全球环流模式运用到地球模拟器，并由观测平均的水文资料从静止状态开始进行了50 a的积分，着重分析了南大西洋经向热输运的年代际变化和洋际输运的作用。根据本文的研究，如果该工作中模拟运转持续到千年以上，其结果会不一样。因此，运用真实地形及较高的网格分辨率和气候态强迫场驱动，在没有初始背景流场的限制下进行充分成长的全球大洋综合环流模拟，显得尤为必要。

随着计算机技术的快速发展和GFDL对MOM模式不断改进，以较高的分辨率对真实地形的全球大洋进行千年以上的积分成为可能。本文依据风生环流和热盐环流的联合作用机制，从静止状态到充分成长的平衡状态进行了1 400 a的积分以研究世界大洋的长期环流结构。所用的非Boussinesq近似模式包含了自由表面、垂直方向的压力坐标和质量守恒。本文的分析表明，洋际交换总是与经向输运密切相关。洋际交换的结果揭示了太平洋－北冰洋－大西洋－印度洋－太平洋世界大洋环流的循环结构。

大洋之间的水体交换通道，即洋际交换通道有6个：2个在北冰洋附近海域，3个在南极绕极流海域，1个在热带海域。格陵兰海和挪威海连接着大西洋和北冰洋，成为大西洋－北冰洋洋际交换通道（AA断面）。白令海峡则是连接太平洋和北冰洋的洋际交换通道（AP断面）。南极绕极流区连接着南太平洋、南大西洋和南印度洋，从而成为上述各大洋实现表层至底层水交换的唯一通道。在这里有3个洋际交换通道，它们分别是南大西洋－印度洋通道（4断面），南印度洋－太平洋通道（5断面）和南太平洋－大西洋通道（6断面）。印度尼西亚海是地球上唯一处于热带区域的洋际交换通道，它连接着太平洋和印度洋，作为“快速通道”来实现世界大洋间的质量、热量和盐量的平衡。从对世界大洋环流有枢纽作用的洋际通道的角度来研究海洋环流的质量、热量和盐量输运，对于大洋经向输运和全球大洋传送带及其对全球气候影响的认识有着重要意义。

2 模式的配置

MOM4p1是GFDL目前最先进的版本之一，其显著特点是通用化的垂向坐标系统。在本文所选取的全球球坐标模式中，采用了垂向压力坐标，自由海表面，非Boussinesq近似和质量守恒控制方程。边界条件采用了纬向循环边界条件和经向的刚性边界条件。模式的分辨率为1.9°×0.95°（共192×189网格），垂向31层（见表1）。

水平涡动黏性和扩散系数取作常数，分别为AH=3.0×104m2／s和KH=1.0×103m2／s，垂直涡动黏性系数由模式提供的“chen”计算格式得到。模式采用分离模态计算，内模态（斜压）和外模态（正压）的时间步长分别取为4 800 s和40 s。关于模式的详细操作说明和原理，可以参阅Griffies［8］的“Elements of Mom4p1”。

水深数据取自NOAA的ETOPO5（1988）以及北冰洋的国际水深图。包括海面水通量、热通量和海表温度（SST）、海表盐度（SSS）在内的海面边界条件均取自NOAA国家海洋资料中心（NODC）的世界大洋图集［9］。初始条件是静止的流场和均匀的温盐场，积分1 400 a至平衡态。海面由Hellerman等［10］的月平均气候态风应力及上述海面水通量、热通量强迫，海表温度、盐度向上述SST和SSS恢复。海洋环流的长期流态和变化是影响海洋气候的重要因子，也是本文的研究重点。除动能的稳定性分析外，本文只考虑物理量的多年平均现象而不是其时间变化过程。与Schmitz［3］着重于大洋传送带的垂向层次结构和北大西洋深层水的补偿途径研究不同的是，本文侧重于分析洋际质量、热量的输运与补偿以及与经向输运的关系。文中结果如不特别注明，则代表最后50 a平均的输出结果。

表1 压力坐标p*下各垂直层次的平均深度和厚度

3 结果分析与对比

3.1 总动能的3个发展阶段

图1是全球海流总动能随积分时间的变化，最突出的特点是反映动能成长的3个发展阶段。总动能在运转的前3个月内迅速达到相对稳定，而后的60 a变化不大且有所减小。这个时期是风海流的准稳定时期，有一部分动能会向势能转化。计算结果显示，在积分时间达到3、6、9月和10、60 a时，总动能的量值分别为0.478 5×1018J，0.478 2×1018J，0.456 7× 1018J，0.450 1×1018J，0.447 6×1018J。第二个阶段是热盐环流的成长期，从积分60 a起总动能开始有显著的增长，到积分1 000 a时总动能达到0.658 1× 1018J。第三个阶段则是热盐环流的平衡态，总动能逐渐趋于稳定，只在很小的区间内波动。

图1 总动能随积分年数的变化

总动能的成长趋势充分显示，模式从静止状态开始计算，积分过程必须达到千年以上，否则没有充分成长的热盐环流将会给出不正确的温度、盐度垂直结构和深水区热盐环流通量的低估。这是本文的重要结论之一，对海洋环流数值模拟的认识具有重要意义。积分1 210～1 400 a的200 a中，总动能波动于0.659 37×1018J和0.659 41×1018J之间，其相对波动范围为10－4，在本文中被认为已达到平衡态。尽管对平衡态存在一些不同的判据，但海洋学家们常常使用他们自己的判据。比如，Marotzke等［5］就用大洋表面平均热通量小于0.1 W／m2作为平衡态的判据。

3.2 海面高度分布及其坡度结构

图2是本文模式计算所得全球大洋的海面高度（SSH）分布。其基本特征是太平洋的海面高度最高，大西洋的海面高度最低，副热带辐聚带的海面最高并向两极递减。太平洋与大西洋的海面呈西高东低之势并在西边界流域达到最高。值得注意的是，北太平洋的海面高于北冰洋，而后者又高于北大西洋。这是构成从北太平洋流入北冰洋，最终经由格陵兰海流入大西洋的这支洋际贯穿流的主要驱动力。

图3a给出了北冰洋附近海域的海面高度分布。白令海峡南部的海面比海峡北部高，具体地，海峡往南1°的特征海面高度0.8 m比海峡往北1°的特征海面高度0.3 m要高出0.5 m。66°N处的海峡中央区海面高度0.46 m亦比其正北70°N处的楚科奇海域的0.25 m高出0.21 m，此两者更是明显高出70°N处格陵兰海和挪威海的纬向平均海面高度－0.36 m。在北冰洋，加拿大海盆的海面高度高于其相对一侧的斯瓦尔巴德和巴伦支海附近海域的海面高度。在80° N的纬圈上，加拿大海盆的特征海面高度达到峰值0.8～1 m，而在其对侧的斯瓦尔巴德和巴伦支海附近海域的海面高度却呈现为－1～－0.8 m的低谷。正是这种海面坡度结构形成了太平洋－北冰洋－大西洋洋际输运的主要驱动力。太平洋－北冰洋－大西洋贯穿流是大洋传送带的重要组成部分。由于本文所用模式不是海洋－海冰耦合模式，没有考虑海冰对风应力的阻挡作用，因此北冰洋海面的表层流场以及海面高度场会因为风应力对海面作用的过大而被夸大。

图2 模式计算所得全球海面高度分布

图3 北冰洋附近海域（a）和印度尼西亚附近海域（b）的海面高度分布

印度尼西亚附近海域东侧的海面高度特征值1.6 m高于海域西侧的海面高度；同时印度尼西亚海域北侧（西太平洋）海面高度高于其南侧（南印度洋）的海面高度（图3b）。尤其是30°S处的印度洋海面高度特征值0.6 m与西太平洋的海面高度特征值1.6 m构成显著的东北－西南向的海面高度倾斜。正是这个东北－西南向的海面高度倾斜驱动了著名的印度尼西亚贯穿流（ITF），导致具有重大意义的从太平洋到印度洋的洋际质量、热量和盐量的输运。

在亚南极锋区带，海面高度向南极方向显著降低。南极大陆沿岸海面高度全球最低，其特征值在－2.5 m左右，极端低值发生在威德尔海，达－3 m。

3.3 体积输运及其补偿

图4是全球跨大洋主要断面和各洋际通道的分布示意图，这些断面和通道的体积、热量和盐量输运计算结果列于表2中。

图4 跨大洋主要断面和各洋际通道的分布示意图

表2 跨大洋断面和洋际通道的体积、热量和盐量输运（向东，北为正）

在大西洋的纬向断面上，1A（－1.603×106m3／s），2A（－1.585×106m3／s）和3A（－1.089×106m3／s）的体积输运比较一致，因为大西洋的东西两侧边界基本是封闭的陆地边界。这些断面上向南的净体积输运来自于北冰洋。尽管挪威海流向北，但由于南向的东格陵兰海流要更强一些，使得70°N AA断面上的体积输运为南向的－1.42×106m3／s。而从北冰洋流入北大西洋的这部分水体将由从白令海峡进入的北太平洋水及北极海域的净降水（降水减去蒸发P－E）来补偿。正如我们计算所得，北冰洋海域的P－E为0.15×106m3／s，补偿了1.27×106m3／s的白令海峡的北向体积输运和AA断面1.42×106m3／s的南向体积输运的差额。

图5a中的北冰洋附近海域表层海流清楚显示，白令海峡中存在北向流动，加拿大海盆存在顺时针环流系统，同时斯瓦尔巴德、巴伦支海附近存在反时针环流系统。白令海峡中的流速可以达到0.5 m／s，而海峡附近的平均流速在0.2 m／s左右。本文所得的结果，无论是白令海峡的流速，体积输运还是海面高度分布都与已有观测和数值模拟结果十分一致。例如，Overland等［11］建立了用于白令海和楚科奇海的二维正压的数值模式，得出白令海北端和楚科奇海南端的0.4 m海面高度差以及白令海峡1.1×106m3／s的北向体积输运；Li等［12］分析了2003年第二次国家北冰洋研究调查的锚系海流资料，得出白令海峡平均流速为北向0.2 m／s；Woodgate等［13］分析1990—1991的锚系观测资料表明白令海峡北向流速为0.245 m／s。这些都证明了本文结果的可靠性。

由于印度尼西亚海和南海流系的存在，太平洋和印度洋的纬向断面体积输运不能达到基本平衡。特别是印度洋的1B和3B断面以及太平洋的1C和3C断面上的体积输运差异十分大。在印度洋3B断面上15.48×106m3／s的体积输运中只有0.02×106m3／s来自于印度洋赤道1B断面的贡献，其绝大部分来自于印度尼西亚海的7断面（13.53×106m3／s）和托雷斯海峡（2.3×106m3／s）。在太平洋，1C断面的0.6× 106m3／s北向输运与2C断面的0.95×106m3／s相差无几，但与3C断面的17.2×106m3／s的北向输运存在巨大差异。如果把太平洋赤道输运从132.5°E处的索龙（新几内亚岛的最北端）以东和以西分段计算，就得到索龙以东一直到太平洋东岸的体积输运为14 ×106m3／s，亦即从100°E到132.5°E的体积输运是－13.4×106m3／s。该13.4×106m3／s的南向体积输运是由卡里马塔海峡的1.4×106m3／s与望加锡海峡、马鲁古海的12×106m3／s合成。因此，3C断面的17.19×106m3／s输运大体与托雷斯海峡中西向的2.3×106m3／s及索龙以东赤道上北向的14×106m3／s相平衡。后者加入向西的北赤道流系，并在菲律宾群岛以东形成分叉，分北支与南支。南支大部加入赤道逆流，北支则在西边界处得到强化形成黑潮。黑潮在向北流动的过程中，会有一部分向西进入吕宋海峡，大部分会经过台湾以东海域进入东海。

图5 北冰洋附近海域（a）和印度尼西亚附近海域（b）的表层流场

由图5b的印度尼西亚附近海域表层流场可以看到，北赤道流有一向南的分支，与苏禄海南下的分支汇合并进入苏拉威西海和马鲁古海。所有来自卡里马塔海峡，望加锡海峡和马鲁古海的南向海流都会在班达海汇合，形成著名的印度尼西亚贯穿流。印度尼西亚贯穿流和来自托雷斯海峡的海流汇合一起进入帝汶海流入印度洋。

上述印度尼西亚贯穿流，在7断面上的体积输运为13.53×106m3／s，从太平洋流入印度洋实现洋际交换，有着非凡的意义。印度尼西亚海是全球大洋中唯一的热带洋际通道，它扮演着“快速通道”的角色，实现从太平洋到印度洋的体积、热量和盐量的快速输运，达到全球环流系统的平衡。Gordon［14］根据INSTANT项目计划的3年观测资料，得出印度尼西亚贯穿流的平均流量是15×106m3／s，与本文得到的13.53×106m3／s基本一致。

在南海周边，有很多重要的海峡与水交换通道。例如：吕宋海峡，台湾海峡，卡里马塔海峡，苏禄海和龙目海峡等，但本文所使用的网格分辨率不高难以准确的计算上述各海峡的通量。从海洋静止状态进行千年以上积分而得到平衡状态，计算量巨大，Huisman等［4］和Marotzke等［5］用4°×4°的网格分辨率来计算类似的冷启动问题，以节省计算量。

在南大洋，经向4断面上292×106m3／s的体积输运与纬向3B断面15×106m3／s构成了与4断面307×106m3／s的输运平衡；而后者又被分解成3C断面的17×106m3／s与6断面的291×106m3／s。6断面的291×106m3／s和3A断面南向的1×106m3／s构成了与4断面292×106m3／s的输运平衡。

北太平洋30°N的2C断面上，其0.95×106m3／s的北向输运比白令海峡的1.26×106m3／s少了0.31 ×106m3／s，这由北太平洋的净降水（P－E）所补偿。通过对北太平洋30°～66°N的净降水计算，其年平均P－E为0.31×106m3／s，解释了2C断面与白令海峡所在的AP断面体积输运差额的补偿来源。同样地，北大西洋30°N的2A断面上南向的1.59×106m3／s与70°N的AA断面上的1.42×106m3／s并不平衡。通过计算发现，北大西洋30°～70°N的年度P－E是0.12×106m3／s，同时从巴芬湾和戴维斯海峡加入拉布拉多海流的流量为南向的0.05×106m3／s，此二者刚好补偿了上述断面之间流量的差额。至此，大西洋各纬向断面1A（－1.603×106m3／s），2A（－1.585 ×106m3／s）和3A（－1.089×106m3／s）之间的流量差异就不难理解，它们是由海面P－E造成。

全球海洋的年平均P－E由图6给出。其特点是太平洋赤道净淡水通量最大，最大值在太平洋东岸，达20 mm／d。由于太平洋和印度洋暖池的缘故，印度尼西亚海域以及与其相邻的西太平洋和东印度洋海域，都有10 mm／d的净降水。北太平洋、北大西洋、北冰洋和南极绕极流区域的P－E为正值，表现为净降水，南北半球的副热带P－E大部分区域为负值，表现为净蒸发，平均达到－5 mm／d，在澳大利亚西部沿海P－E可以达到－10 mm／d。如上所述，对洋盆尺度的体积输运而言，P－E是必须考虑的补偿因素。

图6 全球海洋年平均P－E分布（MOM4P1模式中此数据已含径流）

3.4 热输运及其补偿

图7是全球经向热输运分布图，其中热输运是通过纬向一个网格（宽度1.9°）热通量的垂直积分结果。由图可见，对绝大部分海域经向热输运均在－0.5× 1015W（南向）与0.5×1015W（北向）之间变化，但在西边界流区域得到强化。在35°N的湾流区达到2× 1015W，而在黑潮区和马达加斯加的东北部达到1.5 ×1015W。热输运达到1×1015W的海域有坦桑尼亚东部海域，巴布亚新几内亚东部海域和德拉克水道的东北部海域。所有这些强的北向热输运都发生在北向的强西边界流域。同样，强的南向热输运都发生在强的南向西边界流域，包括厄古拉斯海流流域，东澳大利亚海流流域和巴西海流流域。

由图7可以看到各支海洋环流在经向热输运中的作用与份额。在北太平洋和北大西洋（40°N以北），由于大多数海域的热输运为正值而使得大洋中高纬度纬向求和得出北向的热输运。在北半球的副热带，则是因为湾流与黑潮强大的主导作用，使得在该区域纬向求和后的经向热输运为正。厄古拉斯海流把大量的热量从副热带携带至南极绕极流海域，以完成太平洋－印度尼西亚海－印度洋－南极绕极流海域的热量输运。同样作为西边界流的巴西海流，将大量的热量从35°S携带至40°S左右，而马尔维纳斯海流则实现50°～40°S的大量热输运，在40°S左右的海域形成所谓的巴西海流－马尔维纳斯海流辐聚。

图7 全球海洋经向热输运分布

表2中有关热通量最显著的特点是1A（0.239× 1015W），2A（0.687×1015W），2C（0.474×1015W）断面上的北向热输运和3A（－0.109×1015W），3B（－1.737×1015W），3C（－0.048×1015W）断面上的南向热输运。这表明热量从赤道向两极输运。而在赤道大西洋，尽管那里的体积输运向南，但热量输运却是北向的。

大西洋各纬向断面1A、2A和3A上的体积输运都是南向并且其量值也大体一致，在1.0×106～1.6×106m3／s之间（见表2）。但断面上的热输运却有很大的变化，在北大西洋的热输运都是北向，并且从赤道往北不断增长，在35°N处达到最大值0.75×1015W，而后往北开始减小，直至在北极区域降至零（见图8a）。这些特征与图8b中Hall等［15］的结果相符，只是本文结果在20°～30°S的区间内热输运是南向的。0.75×1015W的峰值也比Hall等的结果小20%；在70°N处本文模式的结果比Hall等的要大0.2×1015W。不同的作者给出的结果都不一样，有的甚至相差甚远（见图8b），本文模式则显示了更为平滑规则的趋势。

图9a是MOM4p1计算所得通过各纬圈的全球大洋经向热量输运，热量由赤道向两极输运。向北输运的最大值1.2×1015W出现在35°N，向南输运的最大值2.0×1015W则出现在30°S。这些特征都与Ganachaud等［16—17］（见图9b）的结果以及Trenberth等［18］的估算一致。

图10是全球海洋年平均海面热通量图，以进入海洋为正。海面热通量的高值区是赤道附近，最大值发生在赤道太平洋的东西两侧，达到100 W／m2。正热通量的海域还有副热带海域、南极绕极流区域的北部、太平洋东北部以及大西洋东部海域。负热通量海域主要是北半球的西边界流海域：湾流和黑潮分别向大气释放高达200 W／m2和150 W／m2的热量。海洋向大气释放热量的海域还有中纬度海域、北冰洋和南极绕极流的南部。此外，挪威海、澳大利亚西部海域和厄古拉斯角南部洋面海面热通量为负值。45°N的大西洋西边界海域是一个特例，海面热通量为正且高达80 W／m2。

图8 大西洋的经向热输运

图9 MOM4p1计算所得通过各纬圈的全球海洋经向热输运（a）和Ganachaud等［14—15］的结果（b）

对洋盆尺度的海域而言，其热量平衡并不总是一些边界上的流入等于另一些边界上的流出那么简单，海面热通量是必须考虑的因素。只有海面热通量接近于零的海域或者总和接近于零的海域，才可以讨论边界上热量输入输出的平衡。

全球海洋纬向平均海面热通量随纬度的变化如图11所示。赤道海域从大气所获得的净热通量高达60 W／m2。从赤道向副热带方向，其热通量值急剧减小。南北半球的热通量几乎是对称波动，除赤道海域以外热通量值基本处于零以下，因为对长期平均意义而言，大洋表面获得与释放的热量是平衡的。

在大西洋，尽管通过各纬向断面的体积输运大致相同，但热运输差异巨大，1A断面为0.239×1015W，2A断面为0.687×1015W和3A断面为－0.109× 1015W。在南太平洋，5断面（4.181×1015W），6断面（3.509×1015W）和3C断面（－0.048×1015W）也远远达不到区域热量的平衡。这再次说明对大洋尺度的热量平衡而言，海面热通量是不可或缺的考虑因素。

图10 全球海洋年平均海面热通量

图11 全球海洋海面热通量（W／m2）的纬向平均

北大西洋的体积输运是南向的，而热量输运却是北向的。正是这种大尺度的北向热量输运，才使得北欧的冬天没有更寒冷。在世界范围内也是如此，海流把热量从赤道热带输送到极地高纬。大洋环流扮演着“传送带”的角色，实施热量的经向输运，从而调节全球气候。

印度尼西亚贯穿流携带0.952×1015W的热量从热带太平洋经印度洋到南极绕极流区具有非凡的意义，它相当于北大西洋的经向输运的热量。这种低纬度的洋际输运就像“快速通道”一样，体现了印度尼西亚贯穿流快速有效实现全球大洋热量平衡的突出作用。

北大西洋的北向热量输运是通过经向翻转环流实现的。图12是大西洋35°N处的纬向平均流速北分量v和纬向平均位温的垂直剖面，那里是大西洋热量经向输运的峰值所在。流速北分量v体现了海流的三层垂直结构特征。相对强的北向流速（0.005 m／s）出现在海表至1 000 m的上层，其对应的位温10～24℃；相对弱的南向流速（－0.002 m／s）出现在1 000～3 500 m处，其对应的位温在3～10℃之间。显然，上层北向强流携带较高温度的水比南向中下层弱流携带低温的水具有更多的热量。上述深层南向低温水正是北大西洋深层水（NADW）的南向回流，它构成大洋传送带的深层分支。经向翻转环流的热输运机制，即湾流携带的高温水比NADW携带低温水在深层南流具有更多的热量，使得北大西洋的经向热输运往北，调节了北大西洋的气候，带给北欧冬天的温暖。

图12 北大西洋35°N处的纬向平均流速北分量v（a）和纬向平均位温（b）垂直剖面

图13a是本文模式计算得到的大西洋海表温度（SST）的分布，海表温度从赤道向两极递减，与Levi-tus等［9］的SST（图13b）趋势一致。由此可见，极向的表层流总有暖流的特征，而流向赤道的表层流总具有寒流的性质。

图13 MOM4p1模拟大西洋SST结果（a）与Levitus等［17］观测结果（b）的对比

3.5 大西洋经向翻转环流及其强度

图14是全球大洋经向翻转环流的流函数。流函数零值在赤道从表层向下至2 000 m处。从赤道到60°N，流函数零线基本上是从1 500 m深度往北逐渐下沉至海底附近。北半球的流函数相对较弱。对应流函数正值的两个高值中心，分别出现在20°N的100 m至150 m深处和50°N的1 000 m深处。前者是副热带辐聚区，后者北侧代表北大西洋深层水的形成处。在南半球，经向环流影响的范围和深度都要大得多，因为那里的南极绕极流存在于表层至底层，且连接着南大洋的所有水交换通道。最强的反时针环流（南方下沉）发生在60°S，几乎达海底，并向北半球扩展形成大洋的底层水。

图14 全球大洋经向翻转环流的流函数

图15分别表示大西洋和太平洋经向翻转环流的流函数分布。它们最大区别在于，大西洋在北半球的高纬度地区有强烈的北方下沉而导致北大西洋深层水的形成，而太平洋的北半球不会形成深层水却有南方下沉出现。该现象与现今大洋环流的观测相符，并被表达为大洋传送带的“ON”状态。如果与之相反的“OFF”状态出现，即大西洋出现南方下沉而北太平洋出现北方下沉，则将导致北大西洋北向热输运的终止及北欧气候的全面变冷。Huisman等［4］和Marotzke等［5］的工作中对“ON”和“OFF”这两种状态存在和转换的条件有过详细的研究。

在北大西洋，湾流在向北流动过程中，会逐渐释放热量，温度变得越来越低。这些高盐水在冷却时密度显著增大，并发生下沉。它们与从北冰洋南下的东格陵兰海流汇合并下沉形成低温高盐的北大西洋深层水。北大西洋深层水能下沉到2 000 m并能扩展到40°～65°N。本文结果中的大西洋经向环流的强度达到20×106m3／s，与Gordon［14］对北大西洋深层水的估算一致。Broecker［1］也基于放射性碳基础估计，将北大西洋深层水的流量从23×106m3／s修正到20 ×106m3／s，并强调很难评估对北大西洋深层水估算的误差，这个误差很可能是25%的量级（即±5×106m3／s）。许多研究人员用不同的方法对大西洋经向环流强度进行估算，Roemmich等［19］用水文断面资料对24°N断面估算得到其强度为17×106m3／s；Talley等［20］估算NADW的强度是（18±5）×106m3／s；Ganachaud等［17］则通过高纬度的反演模式，得到NADW的翻转强度为（15±2）×106m3／s。

35°N处的北向流速分量的纬向平均明显有3个层次：上800 m层的北向补偿流；800～4 000 m的NADW深层回流；4 000 m至海底的北向底流（见图12）。为了计算各层次的体积输运并与Gordon［14］和Broecker［1］的结果相比较，本文选用50°N作为NADW的典型断面，得出：上层（0～876 m）的北向体积输运为16.02×106m3／s；中深层（876～3 854 m）的南向体积输运为－18.72×106m3／s；底层（3 854～5 072 m）的北向体积输运为1.92×106m3／s。这与Schmitz［3］的三层热盐环流大洋传送带的模型高度吻合：不仅在垂直层次以及它们各层的深度，而且在各层的体积输运强度以及NADW的范围都相当一致。NADW的南向回流强度18.72×106m3／s也与现有各种估算的15×106～20×106m3／s的结果相符。

图15 大西洋（a）和太平洋（b）经向翻转环流的流函数

北太平洋与北冰洋水交换的通道（白令海峡）比大西洋与北冰洋的水交换通道（格陵兰海与挪威海）要狭窄的多，黑潮在北流的过程中不会像湾流那么快地冷却。另外，北太平洋也不具备北大西洋同样的冷却机制：强烈的北风驱动北冰洋的冷水在北大西洋进行对流混合。因此，在北太平洋冷却下沉的水体相对较少，强度只有15×106m3／s，下沉深度只能达到1 000 m，形成所谓的北太平洋中层水，而不能形成深层水。北太平洋的深层水来自于大西洋深层水和南极绕极流海域。

3.6 NADW的3个补偿来源及其与洋际交换的关系

本节将用模式结果来详细描述和解释NADW与洋际交换及经向输运的关系，并因此而成为大洋传送带的组成部分。按照Schmitz［3］和Gordon［14］的论述，有10×106m3／s的中层水从南极绕极流经德拉克海峡的北侧向北，加入马尔维纳斯海流－巴西海流－副热带流环，并加入到本格拉海流－北赤道流和湾流，最终变成NADW的主要补偿来源。图16a是合恩角以东海域的纬向平均流速北分量v的垂直剖面图。v的正值体现了从德拉克海峡北区的北向净体积输运。在54°S处，从65°～54°W的断面上对v进行积分，可以得到其北向体积输运为14.96×106m3／s。这表明确实存在10×106m3／s以上的体积输运来自德拉克海峡的北区。Schmitz［3］和Gordon［14］都认为有10× 106m3／s的NADW补偿流源自这里，但这并不能说明从这里起源的北流必须正好是10×106m3／s。我们的模拟得到14.96×106m3／s，表明从这里出发的北流有充足的来源。至于在其到达北大西洋成为NADW的过程中，其途径、流量是怎么变化的，本文不再分析。Schmitz［3］的文章中对这支补偿流的垂直层次结构和流经途径都有详细的描述。

按照Schmitz［3］和Gordon［14］研究结论，NADW的第二个补偿来源5×106～6×106m3／s，是从ITF中分支出来的。不过，本文的结果显示它也可能达到8×106m3／s。ITF以13.53×106m3／s的流量，向西穿过印度洋，从莫桑比克海峡往南，然后向西绕过厄古拉斯角进入大西洋，加入本格拉海流以及北赤道流，最后加入湾流变成NADW的补偿流。

图17是厄古拉斯角以南断面经向平均的流速东分量u的垂直剖面图。负的u分量体现了自南印度洋至南大西洋的西向体积输运。在34°～39°S，25°E断面上，积分得到绕过厄古拉斯角向西进入大西洋的流量为40.64×106m3／s。这个量值看上去很大，不过真正在好望角以西转向北并加入本格拉海流的只是其中的一小部分，其大部分会返回到南极绕极流中。图16b是好望角以西断面纬向平均的流速北分量v的垂直剖面图。正的北分量体现了绕过厄古拉斯角并又转而往北的那部分体积输运。在好望角附近的32°S，8°～18°E断面上，积分得到向北的体积输运只有8.68×106m3／s。这个量值比较接近Schmitz［3］的由ITF变成NADW的第二个补偿来源的5×106m3／s的估计。按照本文的结果，由ITF演变而来的这支补偿流可以达到8×106m3／s的强度；更要强调的是，这支来自热带的暖流携带了大量的热量至北大西洋。

图16 纬向平均的流速北分量v的垂直剖面图

图17 厄古拉斯角以南断面的经向平均的流速东分量u的垂直剖面图

NADW的第三个补偿来源相对较弱（1.42×106m3／s），但它也是来自于北太平洋历经北冰洋到达北大西洋的洋际交换。本文模式算得的这支北冰洋贯穿流的强度正好介于Schmitz［3］的1.5×106m3／s和Broecker［1］的1×106m3／s之间。它穿过白令海峡以后加入北冰洋的环流系统，最终从格陵兰海流入北大西洋，成为NADW的冷支补偿。这里应特别注意的是，北冰洋－大西洋1.42×106m3／s的洋际交换并不意味着只有1.42×106m3／s的冷水来自北冰洋。在北冰洋和大西洋间的70°N纬向断面上，分别积分了从格陵兰岛至扬马延岛之间的东格陵兰海流和扬马延岛至挪威之间的挪威海流的流量。发现上述1.42× 106m3／s的南向体积输运来自于11.5×106m3／s的南向的东格陵兰海流和北向的10.08×106m3／s的挪威海流的合成效应。这支寒冷的东格陵兰海流经丹麦海峡进入北大西洋。NADW的这支冷支补偿在与其他两支NADW的高盐度补偿流相遇时，起到了重要的冷却作用；同时由于那里冬季强烈的北风天气作用下而发生对流混合，形成了低温高盐的北大西洋深层水。NADW下沉到深海并向南回流，构成大洋传送带的下层分支。在50°N的断面上，这个分支的强度是18.72×106m3／s。

图18a是本文模式所得的大西洋纬向平均盐度的垂向剖面图，展现了湾流上层的高盐水在遇到低温的东格陵兰海流以后混合下沉。图中高盐中心在20°～30°N，盐度35的混合水可以下沉到2 500 m，这些特征与图18b的Levitus［9］结果非常相符。上述提到的大西洋50°N处上层（0～876 m）北向补偿流的强度为16.02×106m3／s，加上北冰洋南下的1.42×106m3／s的冷支补偿，构成17.4×106m3／s的NADW。而其中北向补偿流16×106m3／s与Schmitz的14×106m3／s略有差异。不过，从图15的经向环流流函数来看，就很容易理解上层补偿流的16×106m3／s与深层南向回流的18.72×106m3／s这样的数值并不是一成不变的，它随纬度而有所变化。

图18 本文模式所得（a）与Levitus（b）的大西洋纬向平均盐度剖面图

3.5节中所提到的20×106m3／s的大西洋经向环流强度与本节所分析的NADW的3个补偿流的强度一致：10×106m3／s来自南极绕极流，5×106m3／s来自ITF（本文模式中可能达到8×106m3／s）以及1.42× 106m3／s来自北冰洋－大西洋的洋际交换。纬向平均的流速北分量所展现的垂向3层结构也与Schmitz［3］简化后3层的大洋传送带垂向热盐环流结构高度符合—不仅在层数，各层深度还是各层的流量强度，都具有良好的一致性（Schmitz相应的补偿流强度分别为10× 106m3／s，5×106m3／s，1.5×106m3／s）。

4 结论

本文基于MOM4p1的非Boussinesq近似的质量守恒模式，进行了以静止海洋为初始状态的1 400 a积分，以研究包括风生和热盐环流在内的大洋环流的平衡态结构和洋际交换通道的质量和热量的输运。定量分析了洋际输运和经向输运、生成NADW的3个补偿流来源的关系。

（1）大西洋各纬向断面上的南向体积输运要求在70°N断面上有1.42×106m3／s的北冰洋－大西洋洋际输运作补偿，即该断面上南向的东格陵兰海流的强度要比北向的挪威海流大1.42×106m3／s。前者在局地天气条件的联合作用下，作为补偿流的冷支进行对流混合，促进NADW的生成。

（2）白令海峡南部相对于其北部0.5 m的海面高度差，是驱动白令海峡1.27×106m3／s的北向贯穿流从而实现太平洋－北冰洋洋际交换的主要动力。这支贯穿流加入北冰洋环流系统并穿过北冰洋，经格陵兰海和丹麦海峡流入北大西洋，实现太平洋－北冰洋－大西洋的洋际交换。北太平洋、北冰洋和北大西洋海面高度的坡度结构是上述洋际交换的主要动力机制。70°N以内北冰洋0.15×106m3／s的净降水是1.42×106m3／s大西洋－北冰洋交换与1.27×106m3／s太平洋－北冰洋交换的补偿来源。

（3）印度尼西亚海域是全球唯一的热带洋际交换通道，作为“快速通道”完成太平洋至印度洋的质量、热量和盐量输运。ITF所实现的13.53×106m3／s体积输运，0.952×1015W热输运和0.466×109kg／s的盐量输运具有非凡的意义。通过这个低纬“捷径”，全球大洋的质量、热量和盐量会有效地、快捷地达到平衡，从而影响全球气候。西太平洋与30°S印度洋的1 m的海面高度差是ITF的主要驱动机制。本文所得13.53×106m3／s的ITF强度与Gordon根据“INSTANT”项目连续3年观测结果估算的平均强度15 ×106m3／s良好一致。

（4）作为南大洋各洋际交换通道的纽带，南极绕极流扮演者不可替代的“交通枢纽”作用，为各大洋提供从上层中层至底层的水交换。300×106m3／s的水体、4×1015W的热量和1.0×1010kg／s的盐量输运在这里发生。南大洋各洋际通道的体积输运的平衡由其相应的大洋经向输运来实现，如果考虑海面降水蒸发，平衡会满足得更好。

（5）分析得到了NADW补偿流的来源和强度，即10×106m3／s来自德拉克海峡北侧的中层水；5×106m3／s来自ITF（本文结果显示可能达到8×106m3／s）以及1.4×106m3／s来自白令海峡的北冰洋贯穿流。大西洋50°N断面处16×106m3／s的上层北向体积输运更是与上述NADW补偿流的强度相一致。纬向平均的流速北分量所展现3层的垂向层次结构也与Schmitz简化后3层的大洋传送带垂向热盐环流结构高度符合——不仅在层数，各层深度还是各层的流量强度，都具有良好的一致性。

（6）在大西洋30°N断面上，尽管存在1.58×106m3／s的南向体积输运，但其热量输运0.687×1015W却是北向的。图解揭示了其原因是上层北向补偿流比下层回流的NADW的温度要高许多。正是这种经向翻转环流的热输运机制给北欧带来所需的热量。

（7）由静止海洋冷启动，风海流与浅海环流在一两个年代可以达到基本稳定；但至少要积分千年才能使大洋热盐环流达到基本稳定，否则尚未充分稳定的温、盐和环流结构会导致大洋热盐环流通量被低估。这是本文的重要结论之一，对全球大洋环流数值模拟的冷启动的认识具有重要意义。积分1 400 a所需的巨大计算量也限制了本文模式所采用的网格分辨率。因为本文模式不是海-冰耦合模式从而没有考虑冰对海面风应力的阻挡作用，北冰洋的海面高度结构和表层环流结构可能会被夸大。

（8）根据作者的经验，在不考虑中尺度涡的形阻的情况下，对相对较粗的网格分辨率进行如此长时间尺度的积分，如果不采用夸大的水平涡动黏性系数则必然引起南极绕极流的高估。本文所采用水平涡动黏性系数的3.0×104m2／s，明显小于Bryan和Marotzke所用的2.5×105m2／s。这是本文所得的南极绕极流明显大于观测结果的主要原因。不过，Marotzke在考虑无滑动边界条件情况下所做的尺度分析表明，像他所设计的类似理想化大洋模式的南极绕极流的量级通常会在200×106～400×106m3／s之间。

致谢：感谢舒启和宋振亚早期在模式移植和计算机环境设置所给予的大力帮助。

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Interbasin exchanges and their roles in global ocean circulation：A study based on 1 400 years'spin up of MOM4p1

Zhu Yaohua1，Wei Zexun1*，Fang Guohong1，Wang Yonggang1，Guan Yuping2
（1.Key Laboratory of Marine Science and Numerical Modeling，First Institute of Oceanography，State Oceanic Administration，Qingdao 266061，China；2.State Key Laboratory of Tropical Oceanography，South China Sea Institute of Oceanology，Chinese Academy of Sciences，Guangzhou 510301，China）

A global prognostic model based on Mom4p1，which is a primitive equation nonBoussinesq numerical model，has been integrated 1 400 years from the state of rest based on the realistic topography to study the long term pattern of combined wind-driven and thermodynamically-driven general circulation.The model is driven by monthly climatological mean forces and includes 192×189 horizontal grids and 31 pressure based vertical levels.The main objective is to investigate the mass and heat transports at interbasin passagesand their compensations and roles in the global ocean circulation under equilibrium state of long term spin up.The kinetic energy analysis divides the spin up process into three stages：the quasi-stable state of wind driven current，the growing phase of thermodynamical circulation and the equilibrium state of thermohaline circulation.It is essential to spin up over a thousand years in order to reach the thermohaline equilibrium state from a state of rest.The Arctic Throughflow from the Bering Strait to the Greenland Sea and the Indonesian Throughflow（ITF）are captured and examined with their compensations and existing data.Analysis reveals that the slope structures of sea surface height are the dynamical driving mechanism of the Pacific-Arctic-Atlantic throughflow and ITF.The analysis denotes，in spite of 1.4×106m3／s of the southward volume transport in the northern Atlantic，there is still 1×1015Wof heat transported northward since the northward currents in upper layer carry much higher temperature water than the southward flowing northern Atlantic deep water（NADW）.Meridional volume and heat transports are focused on the contributions to NADW renewals and Atlantic meridional overturning circulation（AMOC）.Quantitative descriptions of the interbasin exchanges are explained by meridional compensations and supported by previous observations and numerical modeling results.Analysis indicates that the volume and heat exchanges on the interbasin passages proposed in this article manifest their hub roles in the Great Ocean Conveyor system.

numerical modeling；global ocean；interbasin exchange；meridional transport；meridional overturning circulation

P731.27

A

0253-4193（2014）02-0001-15

2013-09-18；

2013-11-25。

国家基础研究项目（2011CB403502）；科技部国际合作项目（2010DFB23580）；国家海洋局国际合作项目（QY0213022）；国家海洋局第一海洋研究所（2010G06）；国家自然科学基金（40976011；91228202）。

朱耀华（1963—），男，加拿大籍，博士，副研究员，主要从事海洋环流数值模拟研究。E-ma i l：yhzhu＠fio.org.cn *通信作者：魏泽勋，博士，研究员，主要从事海洋环流和潮汐潮流及其数值模拟研究。E-mail：weizx＠f io.org.cn朱耀华，魏泽勋，方国洪，等.洋际交换及其在全球大洋环流中的作用：MOM4p1积分1400年的结果［J］.海洋学报，2014，36（2）：1－15，

10.3969／j.issn.0253-4193.2014.02.001

Zhu Yao hua，Wei Ze xun，Fang Guo hong，etal.Interbas inex changes and the irrole sing lobalo ceancir culation：Asudy basedon 1400 year s' spinup of MOM4p1［J］.Acta Oceanolog ica Sinica（in Chinese），2014，36（2）：1－15，doi：10.3969／j.issn.0253-4193.2014.02.001