第1章　海洋動力學

海洋學是一個相對較新的領(lǐng)域，從發(fā)展至今不到100年的時間。直到20世紀40年代才有了一些重大發(fā)現(xiàn)，例如大西洋西邊界流中墨西哥灣流和日本暖流加劇的原因、低頻率的聲能量可以傳輸上千公里而衰減很小的一個深海聲道的存在。即使在今天，關(guān)于全球海洋環(huán)流的知識仍然粗略而充滿漏洞。然而，由于海洋在影響人類的各種問題中（如氣候問題）起著核心的作用，這種情形在迅速地改變著。衛(wèi)星遙感（包括衛(wèi)星測高儀、紅外傳感器、微波傳感器以及海洋水色傳感器等）、長期的遙測數(shù)據(jù)、高持久度漂流船和滑翔機以及小型的水下自動機器人等都在迅速地改變著我們對全球海洋的觀察和監(jiān)測。相比之下，海洋數(shù)值模型就更為年輕，第一個綜合的世界斜壓海洋數(shù)值模型在60年代晚期才由Krik Bryan（Bryan，1969）構(gòu)造得出。然而，高性能計算機的出現(xiàn)使該領(lǐng)域得到顯著發(fā)展，尤其是最近10年以來。

由于水的高比熱容（上層的2.5m海域與整個對流層是相等的）以及海洋的巨大范圍（覆蓋了地球表面70%），海洋扮演著熱量調(diào)節(jié)器的角色并使地球的天氣長期保持適中。海洋還是巨大的CO2儲藏所（它所容納的CO2是大氣中的60倍），而且海洋記憶力極好（大約上千年）——因為深海區(qū)域存在了很長時間。因此在不同時間尺度上，海洋在決定地球的氣候狀況中起著至關(guān)重要的作用，歷史上地球氣候的顯著變化被認為與全球子午線溫鹽環(huán)流的分布有關(guān)。在年時間尺度上，與耦合的大氣海洋系統(tǒng)（主要在熱帶太平洋）有著固有關(guān)系的名為厄爾尼諾—南方振蕩現(xiàn)象（ENSO）引起了全球范圍內(nèi)降水格局的大范圍分布，對海洋進行更好的理解也因為其他原因如各個國家的災(zāi)害預防和商業(yè)需求而變得重要。海洋還是蛋白質(zhì)的重要來源，對它們的生物特性如初級生產(chǎn)力等進行更好的理解對于保持漁業(yè)捕撈中的限度是非常必要的，同時對于海洋生物資源的妥善管理也很重要。在21世紀，海洋也許還能提供一部分能量和礦物。

然而，通常情況下海洋學比較缺乏數(shù)據(jù)，甚至到目前為止，南半球還存在著許多區(qū)域沒有進行過任何海洋特性的現(xiàn)場測量。因為傳感器的支柱力量電磁波并不能完全穿透大氣或者傳播至深海區(qū)域，用遙感探測海洋內(nèi)部存在困難。最強的穿透波段為光譜的藍—綠可見光范圍，然而它在最清澈的水中最大傳播距離也只有l(wèi)00m左右。只有低頻率的聲能量才能夠傳輸很遠的距離并且?guī)缀鯚o衰減，由于深度水域中存在最小聲音傳播速度，聲能量在波導中進行傳播，其傳播距離能夠達到上千公里。這使得用聲音進行遙測成為可能，比如可用聲層析成像法進行遙測。只有在過去的10年左右的時間里，衛(wèi)星所攜帶的傳感器比如紅外線輻射計、微波成像儀以及測高儀才開始填補著數(shù)據(jù)的空缺，尤其是對南半球海洋的探測。由于海洋的現(xiàn)場測量數(shù)據(jù)收集極其昂貴，并且衛(wèi)星攜帶的傳感器所提供的大部分信息基本上只是海洋近表面層的，通常認為海洋模型是理解海洋運作方式的核心內(nèi)容。希望與少數(shù)現(xiàn)場測量數(shù)據(jù)和相對豐富的遙感數(shù)據(jù)相結(jié)合的綜合海洋模型能夠提供一種對海洋進行學習和監(jiān)測的最好方式，這說明了海洋模型的重要性及其承諾。為了估計海洋的未來狀態(tài)，即為了達到預測的目的，海洋數(shù)值模型是不可或缺的。

海洋中的運動是很復雜的，它具有廣泛的空間和時間尺度范圍。對于一個海洋建模人員來說，理解模型所代表或決定的是什么尺度以及參數(shù)化的是什么尺度是很重要的，更重要的是要明白什么尺度是不合適的。表1.5.1（同時見圖1.5.1）列出了很多有意思的海洋過程（為了完整性，包含了大氣過程）和它們所對應(yīng)的時間尺度與長度尺度，以及與它們有關(guān)的中緯度處的羅斯貝數(shù)。在用數(shù)字計算機對海洋及海洋過程進行模擬之前，很好地理解他所要模擬的海洋的廣泛特征是必不可少的，其中主要根據(jù)觀察和分析手段所獲得的知識。

海洋環(huán)流是構(gòu)成海洋洋盆的水團的密度結(jié)構(gòu)、表面輻射通量、海洋表面的外力（由上方大氣層引起的風應(yīng)力和浮力通量，以及一定程度上由月球和太陽引起的潮汐力）的復雜函數(shù)。表面外力包括許多的時間尺度（從小時到數(shù)十年甚至更長時間）和空間尺度（從與大氣鋒前相關(guān)的公里尺度到流域尺度）。海洋對大氣外力的響應(yīng)方式極其復雜，時至今日，對全部外力的響應(yīng)細節(jié)甚至響應(yīng)特性都沒有能夠被很好地理解，因為尚不存在對所有外力范圍內(nèi)的觀察。要理解海洋對這種外力的響應(yīng)，必然包括海洋運動的控制動力學方程，以及簡單的概念數(shù)值模型或復雜的數(shù)值模型，這屬于動力海洋學領(lǐng)域，對于相關(guān)的一些主題讀者可以參考Gill（1982）、Pond和Pickard（1989）、Cushman-Roisin（1994）以及Mellor（1996a）。然而，由于海洋及海洋過程的數(shù)值模型要求，至少要對海洋動力學的突出方面有一個確切了解，因此我們在本章對其進行了簡要概述。

20世紀，人們已經(jīng)煞費苦心地用現(xiàn)場測量數(shù)據(jù)逐步建立了海洋的大致結(jié)構(gòu)和海洋環(huán)流的廣泛特征，這些廣泛特征的描述屬于描述性物理海洋學的范疇，關(guān)于海洋結(jié)構(gòu)和海洋環(huán)流的知識讀者可參考Pickard和Emery（1982），Dietrich等（1980），Tomczak和Godfrey（1994）。Schmitz（1996a，b）一書對海洋洋盆和洋盆間的大尺度環(huán)流的許多引人注目的特征進行了深刻的描述。然而該主題內(nèi)容太過廣泛，下文中只對其進行概述而不對主題進行太多詳細證明。

過去的20年中，一些學者的書籍所給出的詳細分析推進了我們對海洋結(jié)構(gòu)和海洋環(huán)流的認識，比如Joe Reid和他的同事（Reid，1981；Lynn和Reid，1968；Mantyla和Reid，1983）以及收集了過去一個世紀的水文資料（從國家海洋數(shù)據(jù)中心獲得）的Schmitz（1996a，b）。Syd Levitus和他的同事（Levitus，1982；Levitus和Boyer，1994；Levitus等，1994）出版了一本全球海洋的溫度、鹽度和氧含量等水團特性的地圖集，采用了氣象學中的時間尺度，在國家海洋數(shù)據(jù)中心有它的電子版和圖集版。借助以上資料，讀者能夠了解最新的海洋特性分部信息。同時，表面外力已被Hellerman和Rosenstein（1983）用船上海洋表面的觀察推導出，它是Woodruff等（1987）構(gòu)建海洋大氣數(shù)據(jù)集這項工作的一部分。這些分析的電子版是可用的，它們以月時間尺度很好地提供了強加給海洋的表面外力。

我們將在本書的后面章節(jié)考慮這些問題，不過現(xiàn)在先呈現(xiàn)大西洋、太平洋和印度洋這3個主要海洋洋盆平均表面環(huán)流圖（圖1.1.1）。它們說明了海洋的廣泛特征——比如深海平原、淺海大陸架、大洋中脊、群島、狹窄通道和海峽——以及它們的環(huán)流——比如劇烈的西邊界流、跨洋盆的廣泛環(huán)流、赤道流系，以及與多個流域相連接的南極繞極流。海洋數(shù)值模型的任務(wù)是盡可能真實地在不同的空間和時間尺度上將這些環(huán)流特征及其變化進行再現(xiàn)。

顯著特征

就其形狀和范圍來說，全球海洋的物理特征是由使大陸漂移的構(gòu)造力決定的，這種構(gòu)造力創(chuàng)造海洋地殼的同時也使其不斷被消耗。構(gòu)造運動是由地球上地幔內(nèi)部熱量驅(qū)動的對流引起，其傳輸深度被認為能達到1000km。地幔對流造成大陸（巖石圈）板塊的緩慢漂移（平均每年大約幾厘米），它們就好像浮在地球的上地幔頂端一樣，對流還引起大洋中脊處海洋地殼的形成以及由于俯沖造成的大洋海溝處海洋地殼的消耗。此外，地幔熱點還會引起群島的形成，如夏威夷群島，因此，俯沖板塊邊緣的海溝比如西太平洋的馬里亞納海溝是全球海洋中最深的點。大洋中脊、群島、淹沒的平頂海山以及海底山等是深海區(qū)域中的最淺特征，它們在海洋動力學中扮演著重要角色。尤其是點綴著西太平洋的成千上萬的海底山，在潮汐混合和海洋環(huán)流的其他方面起著非常重要的作用。大洋中脊和其他許多地形特征對于流域環(huán)流很重要，因此必不可少地要將它們包含在數(shù)值模型中。而深海溝所起的作用卻是很微小的，由于考慮效率和經(jīng)濟的緣故，大多數(shù)海洋環(huán)流模型限制了模型的深度（假的海底），粗略地等于深海的海底深度，約5000m。

洋盆的邊緣被較淺的大陸架所包圍，深度不到200m，其范圍從幾公里至上百公里。這些大陸架被認為與沉積地質(zhì)過程有關(guān)，比如在上次冰河時代盛行的那些沉積過程，當時的海平面比當前的海平面低了125m。由于包含深度較淺的區(qū)域，大陸架上的環(huán)流受到風和潮汐的強烈影響，而在深海洋盆的環(huán)流中，密度梯度和風起著重要作用。由于大陸架和洋盆的動力學不同，通常對它們進行分開學習和模擬，同時利用不同種類的模型。從大陸架到深海海域的過度是很突然的，因此這些大陸坡區(qū)域是非常窄的，其寬度僅有幾十公里。因為目前所有海洋模型在處理很大的地形變化時都存在困難（由于當今計算機所能達到的分辨率不夠高），對大陸坡區(qū)域的模擬是最困難的。而它們在碳氫化合物的提取中起著越來越重要的作用，似乎不斷增長的人口對碳氫化合物的需求永遠無法滿足。

洋盆的形狀及其深度分布是其本身環(huán)流的重要因素。由此看來，相對窄而年輕的大西洋洋盆與寬闊的太平洋洋盆形成強烈對比。構(gòu)造運動還在不斷地使大西洋變寬、太平洋變窄。極少數(shù)地質(zhì)活動對海洋的一個動力學重要性是海地地震及其衰退產(chǎn)生毀滅性海嘯，另一個是洋中擴張中心的火山噴發(fā)口，其影響范圍可從脊頂延伸至很遠的距離。然而，只有在上百萬年時間尺度上洋盆的形狀及位置才會發(fā)生顯著變化，因而對古海洋學來說具有重要意義。對古代海洋環(huán)流的模擬是一種挑戰(zhàn)，同時也很吸引人。在過去的幾百萬年時間里，由于地幔對流模式的兩次改變，大陸塊體交替地相互接近或者遠離，這對于所產(chǎn)生的環(huán)流影響深遠。比如，各大陸的聚集似乎使全日潮增強，而當前的分布選擇性地增強了半日潮。

南極次大陸周圍的南大洋使3個主要的洋盆在南半球兩兩之間相互連接，而在北半球，海峽將太平洋和大西洋連接到北冰洋。此外，在印尼群島，太平洋和印度洋之間直接通過狹窄海峽連通，這是兩個主要洋盆在低緯度的唯一連通。印度尼西亞貫通流對氣候是極其重要的，因為它與從太平洋至印度洋的巨大熱量和鹽通量有關(guān)系。隨著印度次大陸南部邊界的形成，印度洋成了其南部范圍內(nèi)唯一不直接與北冰洋相連接的大洋。從氣候的角度來看，北極極低海洋和南極洲極地海洋是相當重要的，因為它們被隨季節(jié)而變大或縮小的海冰所覆蓋，這些海冰調(diào)節(jié)著大氣海洋交界面處的海一氣通量和輻射通量。南大洋有助于水團在各大洋間的重分配。環(huán)極海流是世界上唯一在區(qū)域上連續(xù)的海流。

西太平洋被白令海、鄂霍次克海、日本海、黃海、中國東海以及中國南海等半封閉邊緣海所環(huán)繞，而印度洋有波斯灣和紅海，大西洋有地中海、加勒比海以及墨西哥灣。半封閉邊緣海通常以通過狹窄海峽的環(huán)流為主，這些海峽將它們與主要的海洋流域相連。比如，日本海中產(chǎn)生的變化的一個主要來源是流入淺朝鮮海峽并再流出津輕海峽和宗谷海峽的對馬海流。而在墨西哥灣，流入深尤卡坦海峽并流出佛羅里達海峽的環(huán)流是造成變化的主要來源，因為由該環(huán)流產(chǎn)生的巨大反氣旋渦旋將亞熱帶水團傳輸至西部海灣。在所有的半封閉邊緣海中，黃海和波斯灣相對較淺（平均深度分別為25m和75m），因此它們會受到風力和潮汐力的強烈驅(qū)動，此外，地中海、墨西哥灣和日本海等是小型流域，只有白令海峽和鄂霍次克海受到海冰覆蓋的顯著影響，它們在冬天的時候大部分被冰覆蓋。

平均環(huán)流

每個主要洋盆中的水平環(huán)流主要受上方大氣產(chǎn)生的表面外力的驅(qū)動，這種環(huán)流大致可以被分為赤道和中高緯度環(huán)流，大西洋和太平洋的中緯度環(huán)流構(gòu)成了流域性的反氣旋副熱帶環(huán)流，其西部邊緣是強烈而狹窄的西邊界流，而東部邊緣是遼闊、緩慢而蜿蜒的東邊界流。風應(yīng)力旋度使流域中的水團朝赤道方向緩慢傳輸，而這些西邊界流（北大西洋中的墨西哥灣流、北太平洋中的日本暖流、南大西洋的巴西暖流以及南太平洋的東澳洋流）使幾十Sverdrups（1Sv=106m3/s）的亞熱帶水團反流向極地。在北半球，高緯度環(huán)流構(gòu)成的副極地氣旋環(huán)流將冷海水向赤道方向傳輸。在南半球，南極洲附近向東流動并跨越三大流域的環(huán)極海流是主要的高緯度環(huán)流特征。盡管太平洋流域和印度洋流域是通過印尼群島的狹窄通道相連，而太平洋和大西洋間接地通過北冰洋相連，南大洋是構(gòu)成三大流域主要流通通道的大洋。

在南大洋以及日本暖流、墨西哥灣流和北大西洋洋流區(qū)域的海洋環(huán)流中，風應(yīng)力的機械功率主要是風應(yīng)力的緯向分量作用產(chǎn)生，風應(yīng)力的經(jīng)向分量只對東部上升流區(qū)域和作為負功輸入?yún)^(qū)域的副熱帶環(huán)流起重要作用。最近的估算使用了托帕克斯衛(wèi)星/海神號的高程數(shù)據(jù)（Wunsch 1998）和一個全球海洋模型（Semtner和Chervin，1992），兩種數(shù)據(jù)的結(jié)果都表明，大氣對海洋產(chǎn)生的機械功率大致為900GW（全球平均值為2.8×10-3W/m2），其中大約有25%是來自海洋潮汐，這與大氣海洋界面處的凈熱交換產(chǎn)生的2PW相比是非常微小的。然而，所消耗的能量最終可能會在全球熱量預算中起著重要作用。Wunsch（1998）也指出，使海洋產(chǎn)生運動的大部分能量存在于第一斜壓模中（約為300EJ，其中有1.2EJ是動能，其余的是勢能），而正壓運動中只有2EJ的能量（其中動能和勢能大致各占一半），但它可以與當前潮汐運動中的0.5EJ（Kantha，1998）相比。對海洋中的能量更充分的探討可見Lueck和Reid（1984）和Oort等（1994）。

各洋盆的赤道環(huán)流構(gòu)成了環(huán)流和逆流的一個復雜模式，這些逆流主要是受風應(yīng)力旋度驅(qū)動，疊加在這些環(huán)流上的是由大范圍時間尺度上受脈動風力所驅(qū)動的振蕩。風力的改變產(chǎn)生的赤道波導中快速移動的kolvin波和Rosshy波反過來又使赤道環(huán)流快速改變，深度在100～200m的東向流動的赤道潛流是赤道環(huán)流的一個顯著特征。然而，詳細差異必然與波導的帶狀延伸以及三大流域之間存在的盛行表面應(yīng)力的不同有關(guān)。三大洋盆中，廣闊的太平洋在全球氣候的年際間變化中起著主要作用，厄爾尼諾和南方濤動（ENSO）是一個典型的例子［參見Webster和Palmer（1997年）對1997年ENSO的描述］。南方濤動是跨越赤道太平洋（太平洋西部熱帶地區(qū)與太平洋東南部熱帶地區(qū)之間）的東西向壓力差異所造成的振蕩，它與厄爾尼諾現(xiàn)象和拉尼娜現(xiàn)象有關(guān)。此外，北大西洋濤動（NAO）是由冰島附近的低壓區(qū)域和亞熱帶的亞速爾群島附近高壓區(qū)域之間的南北向壓力差異所造成的，在冬天時這一差異引起北大西洋上自西向東的風暴。NAO的年際至年代際時間尺度上的變化影響著北大西洋附近區(qū)域的氣候模式和氣候狀況，而ENSO的影響更具全球性。

印度洋的環(huán)流與其他兩個洋盆的環(huán)流具有顯著差異，主要是因為它的子午線長度有限以及它所獨有的季節(jié)性反向季風影響，這些季風引起西邊界流和索馬里海流的形成，在西南季風期間索馬里海流跨越赤道向北流動，而在東北季風期間反過來向南流動。突出的印度洋次大陸進一步使印度洋的北部進行細分并強烈地影響著它的環(huán)流，其西部——阿拉伯海的過度蒸發(fā)使得它的上層比印度洋的其余部分較咸，而排向印度次大陸的大量河流徑流使得其東部——孟加拉灣極淡。

而熱帶太平洋在3～5年的時間尺度上支配著天氣（和氣候），耦合的全球海洋大氣系統(tǒng)固有的振蕩在天氣（和氣候）的年代間振蕩中起著顯著作用。對俄勒岡州的樹木年輪記錄進行的分析表明，在過去500年里氣候的振蕩范圍內(nèi)有一個約17年的峰值。在大約過去的一個世紀里，對東北太平洋表面漂流的分析表明氣候的年代間振蕩也很明顯（Ingraham等，1998）。Latif（1998）討論了年代間變化，以及它在耦合的海洋大氣模型中的表現(xiàn)形式和動態(tài)。

甚至在世紀或更長的時間尺度上，北大西洋表現(xiàn)更為明顯。在冬季，由強風暴引起的海洋表面降溫使副極地海洋出現(xiàn)高密度的咸水，它們下沉至海洋底部，并流向赤道，在穿越赤道以后流入南大洋，這些水又慢慢地上升至海洋表面。這個過程形成的溫鹽環(huán)流對長期的氣候起著重要作用，這一“輸送帶”的中斷引起了中緯度氣候根本上的不斷變化（Broeker，1997），這一證據(jù)可見于眾多的湖泊和深海沉積物以及長達110,000年的包含代表性氣象資料的格陵蘭冰核。Adkins等（1998）為上次冰河時代末深海環(huán)流中的劇烈變化提供了證據(jù)。高密度水的形成也出現(xiàn)在南極附近的南大洋中，這里同時還形成了南極底層水（AABW）。

印尼貫通流是目前洋盆在低緯度的唯一連接，它將物質(zhì)、熱量和鹽從太平洋傳輸至印度洋，這對于兩個大洋的環(huán)流和水團結(jié)構(gòu)是非常重要的。這一熱量傳輸去除了西太平洋所接收熱量的一個重要部分，從而導致暖池和大氣對流中心的西向移動，這對熱帶氣候和全球氣候造成重要影響。印尼貫通流是全球溫鹽環(huán)流的一個重要部分。Godfrey（1996）重新審視了印尼貫通流對太平洋和印度洋的環(huán)流和水團結(jié)構(gòu)的作用。Schneider（1998）描述了印尼貫通流的模擬，用的是德國漢堡的馬克思—普朗克研究所研究得到的耦合海洋大氣環(huán)流模型ECHO，并討論了貫通流對全球氣候的影響。

水團結(jié)構(gòu)在全球大洋中的保持方式是很重要的（Munk，1966），目前海洋內(nèi)部存在的穩(wěn)定結(jié)構(gòu)源于兩個過程，其一是副極地海洋中深而冷的中間水層，格陵蘭海、拉布拉多海以及南極大陸周圍形成的底層水用冷而咸的水團緩慢地填補著深層海洋。與這個過程相關(guān)的時間尺度為幾千年，所形成的緩慢上升流在與海洋內(nèi)部混合的過程中被抵消掉。另一個過程是副熱帶環(huán)流的向極邊緣附近水團的俯沖（比如北太平洋中的18℃的水），它出現(xiàn)在赤道區(qū)域幾百米深的海洋中，這個過程稱為溫躍層通風（Pedlosky，1996），與其相關(guān)的時間尺度為幾十年。這兩個過程對水團結(jié)構(gòu)都很重要，它們在保持海洋內(nèi)部分層的過程中相輔相成。對數(shù)十年時間尺度上的變化進行模擬的海洋模型必須特別考慮溫躍層通風過程，對地球氣候的長期變化進行研究的氣候模型必須適當考慮溫鹽環(huán)流。

北冰洋的大部分洋面常年被冰雪覆蓋，因而北冰洋中的環(huán)流構(gòu)成了一個反氣旋的波弗特流渦和一個極地漂流，極地漂流使水團和海冰從白令海峽附近流經(jīng)丹麥海峽傳輸入北大西洋。海冰和淡水的傳輸對西北大西洋中的海氣交換有著強烈影響，該大洋中強烈的冬季風暴一定程度上受到海冰覆蓋層的調(diào)節(jié)。

冰川占據(jù)了5%的地球陸地表面，冰川是地球上最大的淡水庫，它保持著地球上70%～80%的淡水，其中格陵蘭冰川占10%，南極冰川占89%，剩下的1%被其他冰川和小冰帽保持（Bindschadler，1998），如果所有的這些冰川都融化掉，那么全球海平面將上升70m左右。在以前的間冰期期間，即大約125,000年前，冰川還比較微小，而當時的海平面大約比現(xiàn)在高5m。在末次冰期期間，即大約20,000年前，冰川的體積是目前體積的兩倍，而海平面比現(xiàn)在低125m左右。

海洋自形成以來已有35億年的時間，它在地球的化學進化中起著重要作用，幾乎所有地球大氣中的氧氣都是由海洋中的單細胞浮游植物進行的光合作用所產(chǎn)生，大約經(jīng)歷了22億年的時間氧氣含量才達到當今的水平。同時，沉積巖產(chǎn)生并蘊藏了大量的有機碳（15 Ptonne）。衛(wèi)星使全球碳的年凈初級生產(chǎn)力（NNP）的估計成為可能，NNP即為可供其他營養(yǎng)級進行光合作用的碳總量。利用CZCS傳感器所獲得的海洋水色數(shù)據(jù)，F(xiàn)ield等（1998）估算出目前海洋中的NNP約為49Gt，其中約有1/3被運輸至深海中，從而與大氣相隔離上百年甚至上千年的時間（Falkowski等，1998）。相應(yīng)的地面值（從AVHRR獲得的陸地植被指數(shù)估算而來）約為56Gt，可與海洋中的值相比擬，盡管其浮游植物產(chǎn)生的碳量（約為1Gt）只占全球光合作用中活躍的初級生產(chǎn)者物質(zhì)（約500Gt）的0.2%，這意味著海洋中生物量的平均周轉(zhuǎn)時間尺度約為一周，而相應(yīng)的陸地上的時間為19年（Field等，1998）。這一快速的周轉(zhuǎn)表明，增加的NNP將不會造成浮游植物生物量中碳量的實質(zhì)性變化，而是對通過傳輸進入海洋內(nèi)部隱藏起來的碳量有影響。浮游植物僅僅吸收海洋表面附帶的PAR的7%，而在無永久性冰層覆蓋的陸地上，陸地植物吸收陸地附帶的PAR的31%，它在每一單位表面積上的產(chǎn)量是海洋上的3倍。然而，NPP的最大值近似為1～1.5kg/（cm2·yr），海洋中的上升流區(qū)域是NPP較高的區(qū)域，而在陸地上潮濕的熱帶地區(qū)NPP較高。

海洋中的初級生物生產(chǎn)力依賴于同時可用的太陽輻射量（浮游植物的主要而且必不可少的能量來源），以及溶解于水中的無機營養(yǎng)（用于形成植物組織），無機營養(yǎng)包括溶解于水中的二氧化碳、硝酸鹽（或分子態(tài)氮）、磷酸鹽以及硫酸鹽等所提供的碳、氮、磷以及硫等無機元素。因此，初級生產(chǎn)力被限制于能夠為光合作用提供足夠太陽輻射的強光帶。在高緯度地區(qū)，太陽輻射是主要的限制因素，它與生產(chǎn)力的季節(jié)性變化有關(guān)，在低緯度地區(qū)的近水面，陽光通常不是限制因素，浮游植物的增長率及其初級生產(chǎn)力受無機營養(yǎng)的缺乏性影響，缺乏哪一種營養(yǎng)主要依賴于所考慮的區(qū)域，但是海洋中的大部分區(qū)域最缺乏的是氮，其次是磷。然而，某些微量元素如溶解鐵等對光合作用也是必不可少的，即使其他大部分營養(yǎng)充足，生產(chǎn)力還是要受到這些微量元素成分的供應(yīng)情況的影響。全球海洋的廣大海區(qū)高營養(yǎng)、低葉綠素海區(qū)（HNLC），包括南大洋、赤道東太平洋，盡管大部分營養(yǎng)相對豐富，鐵的稀缺使生物生產(chǎn)力比較低（Falkowski等，1998；Behrenfeld和Kilber，1999）。也許這些海區(qū)中的生產(chǎn)力被增加，其能增加的水平只受所能提供的氮等大部分營養(yǎng)的影響，因為微量元素可通過人工進行增加。這被赤道太平洋中進行的實驗所證實，其中鐵被人工地增加到一個驚人的水平，同時浮游植物大量增殖（Mullineaux，1999）。

建模問題

海洋和大氣的深度與寬度之比都很小，海洋（對流層）的平均深度約為4km（10km），因此運動的垂直尺度為O（1km）。對于大尺度的運動，水平尺度為O（1000km），因此垂直尺度H與水平尺度的比為O（10-3），由于質(zhì)量的連續(xù)性，這也意味著典型垂直速率W與水平速率U的比必須是同樣的數(shù)量級（或者較小，因為垂直運動受周圍穩(wěn)定分層的抑制）。除了深層對流區(qū)域的W能達到幾厘米每秒外，海洋中典型的W約為10-4～10-5m/s，U約為10-1m/s。然而，雖然海洋中的垂直速率很小，這并不意味著可以被忽略，它們對沿岸上升流、溫躍層通風、深海通風以及深海CO2循環(huán)的作用極其重要。

洋盆尺度模型和全球模型通常忽略或簡化了周圍大陸架和邊緣海，而在大多數(shù)情況下無可非議。但即使這樣，狹窄邊界流的求解、垂直方向上密度結(jié)構(gòu)的求解對計算機資源的要求依然很高，此外，定義精確的表面通量也很困難，進行長期的綜合從而獲得一個合理均衡的海洋狀態(tài)的必要性。對半封閉邊緣海的模擬相對簡單，然而，某些半封閉邊緣海開放邊界的流動狀態(tài)不明會是一個問題，盡管這一問題不是很嚴重，因為通常是狹窄海峽描繪著這些邊界并限制著海與大洋之間的相互作用。另一方面，南大洋中的威德爾海和羅斯海以及大陸架向大洋敞開，因此與大洋有著強烈的動態(tài)關(guān)系，將它們作為大洋自身的一部分時建模最好，對它們進行單獨模擬是一項艱難的任務(wù)，因為在感興趣的時間尺度上對敞開邊界的側(cè)邊界條件變化的規(guī)定存在困難，盡管將這些區(qū)域模型嵌入到洋盆尺度的模型中是一個可行的選擇。北大西洋中的拉布拉多海和格陵蘭海等副極地海洋是深水的重要來源。中層水的形成出現(xiàn)在鄂霍次克海這樣的海中，冬季白令海峽、鄂霍次克海以及北極和南極附近的邊緣海中海冰覆蓋層的出現(xiàn)意味著需要耦合的海—冰海洋模型對這些海的環(huán)流進行模擬。

耦合的海洋大氣模型對時間尺度大于數(shù)周的海洋狀態(tài)的模擬和估計是必不可少的，在這些模型中，特別要注意海洋與大氣的動量交換、熱量交換以及淡水交換。海洋生物（或化學）狀態(tài)的模擬和估計需要一個耦合的生態(tài)系統(tǒng)模型。然而，在這些情形中，物理模型對物理狀態(tài)進行模擬的真實程度對耦合模型有深遠影響，本書將對這些問題進行深入研究。

與大氣的比較

海洋中的流體運動與大氣中的流體運動具有很多相似性，同時也有很多差異。差異性主要體現(xiàn)在驅(qū)動機制和運動規(guī)模方面，在此不可能列出其所有的相似性和差異性以及各自產(chǎn)生的原因。讀者可以參考地球物理流體動力學、大氣和海洋的相關(guān)學科等方面的優(yōu)秀教材，比如Gill（1982）、Cushman-Roisin（1994）以及Pedlosky（1987，1996）。由于我們對中緯度海洋動力學的知識大部分是從與之對應(yīng)的大氣的相關(guān)著作中獲得，相關(guān)大氣動力學的教材也具有參考價值，比如Holton（1992）。

海洋和大氣的主要差異是它們的驅(qū)動方式的差異，大氣的熱量主要來自對流層下方，也有一些熱量來自對流層頂及其上方。幾乎全部的太陽輻射（除了某些波長）穿過大氣包絡(luò)后給大地和海洋供熱，產(chǎn)生的熱量反過來又傳輸?shù)酱髿鈱印４送猓幸徊糠譄崃看┰酱髿鈿庵筝椛涞教斩斐蔁釗p失。陸地物體和海洋的輻射熱量的不同產(chǎn)生了大規(guī)模的大氣環(huán)流，這一環(huán)流（類似于海洋環(huán)流）主要是水平方向的。在狹窄區(qū)域，垂直方向的運動穿越很遠的距離，這只存在于局部區(qū)域，比如熱帶輻合帶（ITCZ）和積雨云區(qū)域。由于水蒸汽的冷凝和液態(tài)水的蒸發(fā)所產(chǎn)生的熱源和下沉對大氣動力學具有深遠影響，由此產(chǎn)生的云層變化對大氣輻射平衡（以及上層海洋的熱量供應(yīng)）具有決定性作用。海洋中缺乏類似的機制。相反，海洋的表面受大氣風和通量驅(qū)動，太陽輻射僅限于海洋表面的淺層，同時也必然只在海洋表面出現(xiàn)熱損失。

另一主要差異是時間尺度和長度尺度上的差異，海洋具有較長的記憶功能，然而在大氣中，除了化學成分的滯留時間長達數(shù)年的平流層外，很少有直接的記憶。大氣氣柱中輻射平衡的變化（由云和氣溶膠引起）、水蒸汽和云層的階段性轉(zhuǎn)換、伴隨的潛在熱量吸收和釋放等引起大氣環(huán)流的變化，而在海洋中，海洋的變化主要是受海洋表面應(yīng)力的驅(qū)動。Rossby波的生成、傳播和耗散過程產(chǎn)生緩慢的內(nèi)部調(diào)整，在海洋中的傳播則更加緩慢。在海洋中，由于密度變化很小，布辛涅斯克近似是相當足夠的。在大氣中，即使將與高度有關(guān)的絕熱擴散考慮在內(nèi)，密度變化依然很大，非彈性近似等將聲波過濾而將密度變化保留的方法通常對大部分氣柱的處理是很有用的。

對于中緯度動力學而言，大氣和海洋在長度尺度上的差異是非常重要的。雖然大氣和海洋與行星渦度的經(jīng)向變化有關(guān)的長度尺度是相同的（Lβ=REtanθ角度為30°時約為3500km），Rossby變形半徑a是對流體柱中運動的水平尺寸進行測量的參數(shù)，其在大氣中約為1000km，在中緯度海洋中約為40km（對第一斜壓模式而言）。而中間尺度LI=（a2Lβ）1/3大約為1500km，與大氣中的Rossby半徑接近，而在海洋中則為240km左右，大氣中的Rossby半徑比海洋中的大得多，LI表示標準準地轉(zhuǎn)（QG）方程（第4章）超出后無效的尺度（Charney和Flierl，1981）。

海洋與大氣的另一主要區(qū)別是，海洋受子午線邊界的強制約束，而大氣的緯向流動通常是沒有障礙的（除了在中緯度受一些山脈的阻擋外）。海洋被分成許多洋盆，這導致了西邊界流的強化和強烈水系的形成（比如墨西哥灣流和日本暖流），這對于海洋來說是很獨特的，盡管寬度約1000km（約為Rossby半徑大小）的強烈噴射狀流（噴射氣流）普遍存在于大氣的極地鋒面上。

總的來說，全球大洋的環(huán)流極為復雜，對其在所有時間和空間尺度上的變化進行真實模擬充滿挑戰(zhàn)和困難，對溫鹽環(huán)流進行模擬尤其困難，因為必須避免對深水團進行人為修正。一般說來，無論是從動力學觀點還是數(shù)值的觀點來看，對海洋和海洋過程的數(shù)值化模擬需要在細節(jié)方面謹小慎微，接下來本章將對動力學和數(shù)值方面進行討論。