洋際交換及其在全球大洋環(huán)流中的作用：MOM4p1積分1 400年的結(jié)果

朱耀華，魏澤勛*，方國洪，王永剛，管玉平

（1.國家海洋局第一海洋研究所，海洋環(huán)境與數(shù)值模擬研究室，山東青島 266061；2.中國科學院南海海洋研究所，熱帶海洋國家重點實驗室，廣東廣州 510301）

洋際交換及其在全球大洋環(huán)流中的作用：MOM4p1積分1 400年的結(jié)果

朱耀華1，魏澤勛1*，方國洪1，王永剛1，管玉平2

（1.國家海洋局第一海洋研究所，海洋環(huán)境與數(shù)值模擬研究室，山東青島 266061；2.中國科學院南海海洋研究所，熱帶海洋國家重點實驗室，廣東廣州 510301）

利用非Boussinesq近似下MOM4p1的全球大洋環(huán)流預后模式，采用真實地形，以靜止狀態(tài)為初始條件，進行了1 400 a積分，以研究平衡狀態(tài)下大洋環(huán)流的結(jié)構(gòu)。模式由月平均氣候態(tài)強迫場驅(qū)動，包括192×189個水平網(wǎng)格和壓力坐標下的31個垂直層次。著重研究達到平衡狀態(tài)后，各洋際通道處的質(zhì)量、熱量輸運和補償及其在全球大洋環(huán)流中的作用。根據(jù)動能演變特征表明，積分過程分為3個階段：風海流的成長及準穩(wěn)定狀態(tài)；熱鹽環(huán)流的成長過程以及熱鹽環(huán)流的穩(wěn)定狀態(tài)；由靜止狀態(tài)冷啟動達到熱鹽環(huán)流的穩(wěn)定狀態(tài)，積分過程必須在千年以上。模式結(jié)果再現(xiàn)了從白令海峽到格陵蘭海的北冰洋貫穿流和印度尼西亞貫穿流，并用已有觀測資料對它們進行對比。分析表明，海面的傾斜結(jié)構(gòu)是形成太平洋－北冰洋－大西洋貫穿流和印尼貫穿流的主要動力機制。分析指出，盡管在北大西洋存在1.4×106m3／s的南向體積輸運，但其熱量輸運卻是北向的并達到1015W量級，其原因是北向的上層海流溫度遠高于北大西洋深層水向南的回流。文章分析了經(jīng)向體積和熱量輸運對北大西洋深層水補償來源及大西洋經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流的貢獻。模擬所得洋際交換的量值可以由經(jīng)向補償予以合理解釋，并得到以往實測與數(shù)模結(jié)果的支持。洋際通道處的體積和熱量交換突出體現(xiàn)了其在大洋傳送帶系統(tǒng)中的樞紐作用。

全球大洋；數(shù)值模擬；洋際交換；經(jīng)向輸運；經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流

1 引言

全球尺度的大洋環(huán)流很久以來一直是海洋學家們熱衷的富有挑戰(zhàn)性的課題之一。一個世紀以前，Pillsbury指出海洋環(huán)流將來自于太陽輻射的熱量從赤道輸運至兩極。但是，海洋學家們近幾十年才開始致力于該熱量輸送率的研究。全球大洋熱鹽環(huán)流的研究因其與全球氣候變化緊密相連而逐漸成為熱點。Broecker［1—2］引入了大洋傳送帶的概念和二層熱鹽環(huán)流結(jié)構(gòu)來表征大洋的深層流動和上表層的補償流。Schmitz［3］綜合了當時的研究成果和觀測資料，基于洋際水交換提出了大洋傳送帶4層熱鹽環(huán)流結(jié)構(gòu)，圖示了熱鹽環(huán)流結(jié)構(gòu)，包括底層、深層、中層和上表層補償流，并估算了它們的體積輸運率。Broecker的二層結(jié)構(gòu)和Schmitz的4層結(jié)構(gòu)構(gòu)成了全球大洋熱鹽環(huán)流的經(jīng)典圖式。

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°粗網(wǎng)格積分幾千年，以研究熱鹽環(huán)流的多重平衡態(tài)。研究中為節(jié)省計算量而實現(xiàn)長期積分，采用了粗網(wǎng)格和大時間步長，主要目的在于尋找多重平衡態(tài)轉(zhuǎn)換的臨界判據(jù)，而不是真實的熱鹽環(huán)流結(jié)構(gòu)。Wei等［6］在MOM2的基礎上發(fā)展了一個全球1°分辨率和太平洋的（1／3）°分辨率的可變網(wǎng)格模式，并以實測溫鹽場和靜止流場為初始條件積分11 a的結(jié)果，分析了包括風生環(huán)流和熱鹽環(huán)流在內(nèi)的大洋環(huán)流。該研究選擇了典型的跨大洋斷面并計算分析了這些斷面的體積、熱量和鹽量輸運，但沒有關(guān)注白令海峽中北向的體積輸運和大西洋各斷面南向的體積輸運以及太平洋－北冰洋－大西洋的洋際貫穿流。

Dong等［7］把基于MOM3的全球環(huán)流模式運用到地球模擬器，并由觀測平均的水文資料從靜止狀態(tài)開始進行了50 a的積分，著重分析了南大西洋經(jīng)向熱輸運的年代際變化和洋際輸運的作用。根據(jù)本文的研究，如果該工作中模擬運轉(zhuǎn)持續(xù)到千年以上，其結(jié)果會不一樣。因此，運用真實地形及較高的網(wǎng)格分辨率和氣候態(tài)強迫場驅(qū)動，在沒有初始背景流場的限制下進行充分成長的全球大洋綜合環(huán)流模擬，顯得尤為必要。

隨著計算機技術(shù)的快速發(fā)展和GFDL對MOM模式不斷改進，以較高的分辨率對真實地形的全球大洋進行千年以上的積分成為可能。本文依據(jù)風生環(huán)流和熱鹽環(huán)流的聯(lián)合作用機制，從靜止狀態(tài)到充分成長的平衡狀態(tài)進行了1 400 a的積分以研究世界大洋的長期環(huán)流結(jié)構(gòu)。所用的非Boussinesq近似模式包含了自由表面、垂直方向的壓力坐標和質(zhì)量守恒。本文的分析表明，洋際交換總是與經(jīng)向輸運密切相關(guān)。洋際交換的結(jié)果揭示了太平洋－北冰洋－大西洋－印度洋－太平洋世界大洋環(huán)流的循環(huán)結(jié)構(gòu)。

大洋之間的水體交換通道，即洋際交換通道有6個：2個在北冰洋附近海域，3個在南極繞極流海域，1個在熱帶海域。格陵蘭海和挪威海連接著大西洋和北冰洋，成為大西洋－北冰洋洋際交換通道（AA斷面）。白令海峽則是連接太平洋和北冰洋的洋際交換通道（AP斷面）。南極繞極流區(qū)連接著南太平洋、南大西洋和南印度洋，從而成為上述各大洋實現(xiàn)表層至底層水交換的唯一通道。在這里有3個洋際交換通道，它們分別是南大西洋－印度洋通道（4斷面），南印度洋－太平洋通道（5斷面）和南太平洋－大西洋通道（6斷面）。印度尼西亞海是地球上唯一處于熱帶區(qū)域的洋際交換通道，它連接著太平洋和印度洋，作為“快速通道”來實現(xiàn)世界大洋間的質(zhì)量、熱量和鹽量的平衡。從對世界大洋環(huán)流有樞紐作用的洋際通道的角度來研究海洋環(huán)流的質(zhì)量、熱量和鹽量輸運，對于大洋經(jīng)向輸運和全球大洋傳送帶及其對全球氣候影響的認識有著重要意義。

2 模式的配置

MOM4p1是GFDL目前最先進的版本之一，其顯著特點是通用化的垂向坐標系統(tǒng)。在本文所選取的全球球坐標模式中，采用了垂向壓力坐標，自由海表面，非Boussinesq近似和質(zhì)量守恒控制方程。邊界條件采用了緯向循環(huán)邊界條件和經(jīng)向的剛性邊界條件。模式的分辨率為1.9°×0.95°（共192×189網(wǎng)格），垂向31層（見表1）。

水平渦動黏性和擴散系數(shù)取作常數(shù)，分別為AH=3.0×104m2／s和KH=1.0×103m2／s，垂直渦動黏性系數(shù)由模式提供的“chen”計算格式得到。模式采用分離模態(tài)計算，內(nèi)模態(tài)（斜壓）和外模態(tài)（正壓）的時間步長分別取為4 800 s和40 s。關(guān)于模式的詳細操作說明和原理，可以參閱Griffies［8］的“Elements of Mom4p1”。

水深數(shù)據(jù)取自NOAA的ETOPO5（1988）以及北冰洋的國際水深圖。包括海面水通量、熱通量和海表溫度（SST）、海表鹽度（SSS）在內(nèi)的海面邊界條件均取自NOAA國家海洋資料中心（NODC）的世界大洋圖集［9］。初始條件是靜止的流場和均勻的溫鹽場，積分1 400 a至平衡態(tài)。海面由Hellerman等［10］的月平均氣候態(tài)風應力及上述海面水通量、熱通量強迫，海表溫度、鹽度向上述SST和SSS恢復。海洋環(huán)流的長期流態(tài)和變化是影響海洋氣候的重要因子，也是本文的研究重點。除動能的穩(wěn)定性分析外，本文只考慮物理量的多年平均現(xiàn)象而不是其時間變化過程。與Schmitz［3］著重于大洋傳送帶的垂向?qū)哟谓Y(jié)構(gòu)和北大西洋深層水的補償途徑研究不同的是，本文側(cè)重于分析洋際質(zhì)量、熱量的輸運與補償以及與經(jīng)向輸運的關(guān)系。文中結(jié)果如不特別注明，則代表最后50 a平均的輸出結(jié)果。

表1 壓力坐標p*下各垂直層次的平均深度和厚度

3 結(jié)果分析與對比

3.1 總動能的3個發(fā)展階段

圖1是全球海流總動能隨積分時間的變化，最突出的特點是反映動能成長的3個發(fā)展階段。總動能在運轉(zhuǎn)的前3個月內(nèi)迅速達到相對穩(wěn)定，而后的60 a變化不大且有所減小。這個時期是風海流的準穩(wěn)定時期，有一部分動能會向勢能轉(zhuǎn)化。計算結(jié)果顯示，在積分時間達到3、6、9月和10、60 a時，總動能的量值分別為0.478 5×1018J，0.478 2×1018J，0.456 7× 1018J，0.450 1×1018J，0.447 6×1018J。第二個階段是熱鹽環(huán)流的成長期，從積分60 a起總動能開始有顯著的增長，到積分1 000 a時總動能達到0.658 1× 1018J。第三個階段則是熱鹽環(huán)流的平衡態(tài)，總動能逐漸趨于穩(wěn)定，只在很小的區(qū)間內(nèi)波動。

圖1 總動能隨積分年數(shù)的變化

總動能的成長趨勢充分顯示，模式從靜止狀態(tài)開始計算，積分過程必須達到千年以上，否則沒有充分成長的熱鹽環(huán)流將會給出不正確的溫度、鹽度垂直結(jié)構(gòu)和深水區(qū)熱鹽環(huán)流通量的低估。這是本文的重要結(jié)論之一，對海洋環(huán)流數(shù)值模擬的認識具有重要意義。積分1 210～1 400 a的200 a中，總動能波動于0.659 37×1018J和0.659 41×1018J之間，其相對波動范圍為10－4，在本文中被認為已達到平衡態(tài)。盡管對平衡態(tài)存在一些不同的判據(jù)，但海洋學家們常常使用他們自己的判據(jù)。比如，Marotzke等［5］就用大洋表面平均熱通量小于0.1 W／m2作為平衡態(tài)的判據(jù)。

3.2 海面高度分布及其坡度結(jié)構(gòu)

圖2是本文模式計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，副熱帶輻聚帶的海面最高并向兩極遞減。太平洋與大西洋的海面呈西高東低之勢并在西邊界流域達到最高。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。這是構(gòu)成從北太平洋流入北冰洋，最終經(jīng)由格陵蘭海流入大西洋的這支洋際貫穿流的主要驅(qū)動力。

圖3a給出了北冰洋附近海域的海面高度分布。白令海峽南部的海面比海峽北部高，具體地，海峽往南1°的特征海面高度0.8 m比海峽往北1°的特征海面高度0.3 m要高出0.5 m。66°N處的海峽中央?yún)^(qū)海面高度0.46 m亦比其正北70°N處的楚科奇海域的0.25 m高出0.21 m，此兩者更是明顯高出70°N處格陵蘭海和挪威海的緯向平均海面高度－0.36 m。在北冰洋，加拿大海盆的海面高度高于其相對一側(cè)的斯瓦爾巴德和巴倫支海附近海域的海面高度。在80° N的緯圈上，加拿大海盆的特征海面高度達到峰值0.8～1 m，而在其對側(cè)的斯瓦爾巴德和巴倫支海附近海域的海面高度卻呈現(xiàn)為－1～－0.8 m的低谷。正是這種海面坡度結(jié)構(gòu)形成了太平洋－北冰洋－大西洋洋際輸運的主要驅(qū)動力。太平洋－北冰洋－大西洋貫穿流是大洋傳送帶的重要組成部分。由于本文所用模式不是海洋－海冰耦合模式，沒有考慮海冰對風應力的阻擋作用，因此北冰洋海面的表層流場以及海面高度場會因為風應力對海面作用的過大而被夸大。

圖2 模式計算所得全球海面高度分布

圖3 北冰洋附近海域（a）和印度尼西亞附近海域（b）的海面高度分布

印度尼西亞附近海域東側(cè)的海面高度特征值1.6 m高于海域西側(cè)的海面高度；同時印度尼西亞海域北側(cè)（西太平洋）海面高度高于其南側(cè)（南印度洋）的海面高度（圖3b）。尤其是30°S處的印度洋海面高度特征值0.6 m與西太平洋的海面高度特征值1.6 m構(gòu)成顯著的東北－西南向的海面高度傾斜。正是這個東北－西南向的海面高度傾斜驅(qū)動了著名的印度尼西亞貫穿流（ITF），導致具有重大意義的從太平洋到印度洋的洋際質(zhì)量、熱量和鹽量的輸運。

在亞南極鋒區(qū)帶，海面高度向南極方向顯著降低。南極大陸沿岸海面高度全球最低，其特征值在－2.5 m左右，極端低值發(fā)生在威德爾海，達－3 m。

3.3 體積輸運及其補償

圖4是全球跨大洋主要斷面和各洋際通道的分布示意圖，這些斷面和通道的體積、熱量和鹽量輸運計算結(jié)果列于表2中。

圖4 跨大洋主要斷面和各洋際通道的分布示意圖

表2 跨大洋斷面和洋際通道的體積、熱量和鹽量輸運（向東，北為正）

在大西洋的緯向斷面上，1A（－1.603×106m3／s），2A（－1.585×106m3／s）和3A（－1.089×106m3／s）的體積輸運比較一致，因為大西洋的東西兩側(cè)邊界基本是封閉的陸地邊界。這些斷面上向南的凈體積輸運來自于北冰洋。盡管挪威海流向北，但由于南向的東格陵蘭海流要更強一些，使得70°N AA斷面上的體積輸運為南向的－1.42×106m3／s。而從北冰洋流入北大西洋的這部分水體將由從白令海峽進入的北太平洋水及北極海域的凈降水（降水減去蒸發(fā)P－E）來補償。正如我們計算所得，北冰洋海域的P－E為0.15×106m3／s，補償了1.27×106m3／s的白令海峽的北向體積輸運和AA斷面1.42×106m3／s的南向體積輸運的差額。

圖5a中的北冰洋附近海域表層海流清楚顯示，白令海峽中存在北向流動，加拿大海盆存在順時針環(huán)流系統(tǒng)，同時斯瓦爾巴德、巴倫支海附近存在反時針環(huán)流系統(tǒng)。白令海峽中的流速可以達到0.5 m／s，而海峽附近的平均流速在0.2 m／s左右。本文所得的結(jié)果，無論是白令海峽的流速，體積輸運還是海面高度分布都與已有觀測和數(shù)值模擬結(jié)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維正壓的數(shù)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峽1.1×106m3／s的北向體積輸運；Li等［12］分析了2003年第二次國家北冰洋研究調(diào)查的錨系海流資料，得出白令海峽平均流速為北向0.2 m／s；Woodgate等［13］分析1990—1991的錨系觀測資料表明白令海峽北向流速為0.245 m／s。這些都證明了本文結(jié)果的可靠性。

由于印度尼西亞海和南海流系的存在，太平洋和印度洋的緯向斷面體積輸運不能達到基本平衡。特別是印度洋的1B和3B斷面以及太平洋的1C和3C斷面上的體積輸運差異十分大。在印度洋3B斷面上15.48×106m3／s的體積輸運中只有0.02×106m3／s來自于印度洋赤道1B斷面的貢獻，其絕大部分來自于印度尼西亞海的7斷面（13.53×106m3／s）和托雷斯海峽（2.3×106m3／s）。在太平洋，1C斷面的0.6× 106m3／s北向輸運與2C斷面的0.95×106m3／s相差無幾，但與3C斷面的17.2×106m3／s的北向輸運存在巨大差異。如果把太平洋赤道輸運從132.5°E處的索龍（新幾內(nèi)亞島的最北端）以東和以西分段計算，就得到索龍以東一直到太平洋東岸的體積輸運為14 ×106m3／s，亦即從100°E到132.5°E的體積輸運是－13.4×106m3／s。該13.4×106m3／s的南向體積輸運是由卡里馬塔海峽的1.4×106m3／s與望加錫海峽、馬魯古海的12×106m3／s合成。因此，3C斷面的17.19×106m3／s輸運大體與托雷斯海峽中西向的2.3×106m3／s及索龍以東赤道上北向的14×106m3／s相平衡。后者加入向西的北赤道流系，并在菲律賓群島以東形成分叉，分北支與南支。南支大部加入赤道逆流，北支則在西邊界處得到強化形成黑潮。黑潮在向北流動的過程中，會有一部分向西進入?yún)嗡魏{，大部分會經(jīng)過臺灣以東海域進入東海。

圖5 北冰洋附近海域（a）和印度尼西亞附近海域（b）的表層流場

由圖5b的印度尼西亞附近海域表層流場可以看到，北赤道流有一向南的分支，與蘇祿海南下的分支匯合并進入蘇拉威西海和馬魯古海。所有來自卡里馬塔海峽，望加錫海峽和馬魯古海的南向海流都會在班達海匯合，形成著名的印度尼西亞貫穿流。印度尼西亞貫穿流和來自托雷斯海峽的海流匯合一起進入帝汶海流入印度洋。

上述印度尼西亞貫穿流，在7斷面上的體積輸運為13.53×106m3／s，從太平洋流入印度洋實現(xiàn)洋際交換，有著非凡的意義。印度尼西亞海是全球大洋中唯一的熱帶洋際通道，它扮演著“快速通道”的角色，實現(xiàn)從太平洋到印度洋的體積、熱量和鹽量的快速輸運，達到全球環(huán)流系統(tǒng)的平衡。Gordon［14］根據(jù)INSTANT項目計劃的3年觀測資料，得出印度尼西亞貫穿流的平均流量是15×106m3／s，與本文得到的13.53×106m3／s基本一致。

在南海周邊，有很多重要的海峽與水交換通道。例如：呂宋海峽，臺灣海峽，卡里馬塔海峽，蘇祿海和龍目海峽等，但本文所使用的網(wǎng)格分辨率不高難以準確的計算上述各海峽的通量。從海洋靜止狀態(tài)進行千年以上積分而得到平衡狀態(tài)，計算量巨大，Huisman等［4］和Marotzke等［5］用4°×4°的網(wǎng)格分辨率來計算類似的冷啟動問題，以節(jié)省計算量。

在南大洋，經(jīng)向4斷面上292×106m3／s的體積輸運與緯向3B斷面15×106m3／s構(gòu)成了與4斷面307×106m3／s的輸運平衡；而后者又被分解成3C斷面的17×106m3／s與6斷面的291×106m3／s。6斷面的291×106m3／s和3A斷面南向的1×106m3／s構(gòu)成了與4斷面292×106m3／s的輸運平衡。

北太平洋30°N的2C斷面上，其0.95×106m3／s的北向輸運比白令海峽的1.26×106m3／s少了0.31 ×106m3／s，這由北太平洋的凈降水（P－E）所補償。通過對北太平洋30°～66°N的凈降水計算，其年平均P－E為0.31×106m3／s，解釋了2C斷面與白令海峽所在的AP斷面體積輸運差額的補償來源。同樣地，北大西洋30°N的2A斷面上南向的1.59×106m3／s與70°N的AA斷面上的1.42×106m3／s并不平衡。通過計算發(fā)現(xiàn)，北大西洋30°～70°N的年度P－E是0.12×106m3／s，同時從巴芬灣和戴維斯海峽加入拉布拉多海流的流量為南向的0.05×106m3／s，此二者剛好補償了上述斷面之間流量的差額。至此，大西洋各緯向斷面1A（－1.603×106m3／s），2A（－1.585 ×106m3／s）和3A（－1.089×106m3／s）之間的流量差異就不難理解，它們是由海面P－E造成。

全球海洋的年平均P－E由圖6給出。其特點是太平洋赤道凈淡水通量最大，最大值在太平洋東岸，達20 mm／d。由于太平洋和印度洋暖池的緣故，印度尼西亞海域以及與其相鄰的西太平洋和東印度洋海域，都有10 mm／d的凈降水。北太平洋、北大西洋、北冰洋和南極繞極流區(qū)域的P－E為正值，表現(xiàn)為凈降水，南北半球的副熱帶P－E大部分區(qū)域為負值，表現(xiàn)為凈蒸發(fā)，平均達到－5 mm／d，在澳大利亞西部沿海P－E可以達到－10 mm／d。如上所述，對洋盆尺度的體積輸運而言，P－E是必須考慮的補償因素。

圖6 全球海洋年平均P－E分布（MOM4P1模式中此數(shù)據(jù)已含徑流）

3.4 熱輸運及其補償

圖7是全球經(jīng)向熱輸運分布圖，其中熱輸運是通過緯向一個網(wǎng)格（寬度1.9°）熱通量的垂直積分結(jié)果。由圖可見，對絕大部分海域經(jīng)向熱輸運均在－0.5× 1015W（南向）與0.5×1015W（北向）之間變化，但在西邊界流區(qū)域得到強化。在35°N的灣流區(qū)達到2× 1015W，而在黑潮區(qū)和馬達加斯加的東北部達到1.5 ×1015W。熱輸運達到1×1015W的海域有坦桑尼亞東部海域，巴布亞新幾內(nèi)亞東部海域和德拉克水道的東北部海域。所有這些強的北向熱輸運都發(fā)生在北向的強西邊界流域。同樣，強的南向熱輸運都發(fā)生在強的南向西邊界流域，包括厄古拉斯海流流域，東澳大利亞海流流域和巴西海流流域。

由圖7可以看到各支海洋環(huán)流在經(jīng)向熱輸運中的作用與份額。在北太平洋和北大西洋（40°N以北），由于大多數(shù)海域的熱輸運為正值而使得大洋中高緯度緯向求和得出北向的熱輸運。在北半球的副熱帶，則是因為灣流與黑潮強大的主導作用，使得在該區(qū)域緯向求和后的經(jīng)向熱輸運為正。厄古拉斯海流把大量的熱量從副熱帶攜帶至南極繞極流海域，以完成太平洋－印度尼西亞海－印度洋－南極繞極流海域的熱量輸運。同樣作為西邊界流的巴西海流，將大量的熱量從35°S攜帶至40°S左右，而馬爾維納斯海流則實現(xiàn)50°～40°S的大量熱輸運，在40°S左右的海域形成所謂的巴西海流－馬爾維納斯海流輻聚。

圖7 全球海洋經(jīng)向熱輸運分布

表2中有關(guān)熱通量最顯著的特點是1A（0.239× 1015W），2A（0.687×1015W），2C（0.474×1015W）斷面上的北向熱輸運和3A（－0.109×1015W），3B（－1.737×1015W），3C（－0.048×1015W）斷面上的南向熱輸運。這表明熱量從赤道向兩極輸運。而在赤道大西洋，盡管那里的體積輸運向南，但熱量輸運卻是北向的。

大西洋各緯向斷面1A、2A和3A上的體積輸運都是南向并且其量值也大體一致，在1.0×106～1.6×106m3／s之間（見表2）。但斷面上的熱輸運卻有很大的變化，在北大西洋的熱輸運都是北向，并且從赤道往北不斷增長，在35°N處達到最大值0.75×1015W，而后往北開始減小，直至在北極區(qū)域降至零（見圖8a）。這些特征與圖8b中Hall等［15］的結(jié)果相符，只是本文結(jié)果在20°～30°S的區(qū)間內(nèi)熱輸運是南向的。0.75×1015W的峰值也比Hall等的結(jié)果小20%；在70°N處本文模式的結(jié)果比Hall等的要大0.2×1015W。不同的作者給出的結(jié)果都不一樣，有的甚至相差甚遠（見圖8b），本文模式則顯示了更為平滑規(guī)則的趨勢。

圖9a是MOM4p1計算所得通過各緯圈的全球大洋經(jīng)向熱量輸運，熱量由赤道向兩極輸運。向北輸運的最大值1.2×1015W出現(xiàn)在35°N，向南輸運的最大值2.0×1015W則出現(xiàn)在30°S。這些特征都與Ganachaud等［16—17］（見圖9b）的結(jié)果以及Trenberth等［18］的估算一致。

圖10是全球海洋年平均海面熱通量圖，以進入海洋為正。海面熱通量的高值區(qū)是赤道附近，最大值發(fā)生在赤道太平洋的東西兩側(cè)，達到100 W／m2。正熱通量的海域還有副熱帶海域、南極繞極流區(qū)域的北部、太平洋東北部以及大西洋東部海域。負熱通量海域主要是北半球的西邊界流海域：灣流和黑潮分別向大氣釋放高達200 W／m2和150 W／m2的熱量。海洋向大氣釋放熱量的海域還有中緯度海域、北冰洋和南極繞極流的南部。此外，挪威海、澳大利亞西部海域和厄古拉斯角南部洋面海面熱通量為負值。45°N的大西洋西邊界海域是一個特例，海面熱通量為正且高達80 W／m2。

圖8 大西洋的經(jīng)向熱輸運

圖9 MOM4p1計算所得通過各緯圈的全球海洋經(jīng)向熱輸運（a）和Ganachaud等［14—15］的結(jié)果（b）

對洋盆尺度的海域而言，其熱量平衡并不總是一些邊界上的流入等于另一些邊界上的流出那么簡單，海面熱通量是必須考慮的因素。只有海面熱通量接近于零的海域或者總和接近于零的海域，才可以討論邊界上熱量輸入輸出的平衡。

全球海洋緯向平均海面熱通量隨緯度的變化如圖11所示。赤道海域從大氣所獲得的凈熱通量高達60 W／m2。從赤道向副熱帶方向，其熱通量值急劇減小。南北半球的熱通量幾乎是對稱波動，除赤道海域以外熱通量值基本處于零以下，因為對長期平均意義而言，大洋表面獲得與釋放的熱量是平衡的。

在大西洋，盡管通過各緯向斷面的體積輸運大致相同，但熱運輸差異巨大，1A斷面為0.239×1015W，2A斷面為0.687×1015W和3A斷面為－0.109× 1015W。在南太平洋，5斷面（4.181×1015W），6斷面（3.509×1015W）和3C斷面（－0.048×1015W）也遠遠達不到區(qū)域熱量的平衡。這再次說明對大洋尺度的熱量平衡而言，海面熱通量是不可或缺的考慮因素。

圖10 全球海洋年平均海面熱通量

圖11 全球海洋海面熱通量（W／m2）的緯向平均

北大西洋的體積輸運是南向的，而熱量輸運卻是北向的。正是這種大尺度的北向熱量輸運，才使得北歐的冬天沒有更寒冷。在世界范圍內(nèi)也是如此，海流把熱量從赤道熱帶輸送到極地高緯。大洋環(huán)流扮演著“傳送帶”的角色，實施熱量的經(jīng)向輸運，從而調(diào)節(jié)全球氣候。

印度尼西亞貫穿流攜帶0.952×1015W的熱量從熱帶太平洋經(jīng)印度洋到南極繞極流區(qū)具有非凡的意義，它相當于北大西洋的經(jīng)向輸運的熱量。這種低緯度的洋際輸運就像“快速通道”一樣，體現(xiàn)了印度尼西亞貫穿流快速有效實現(xiàn)全球大洋熱量平衡的突出作用。

北大西洋的北向熱量輸運是通過經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流實現(xiàn)的。圖12是大西洋35°N處的緯向平均流速北分量v和緯向平均位溫的垂直剖面，那里是大西洋熱量經(jīng)向輸運的峰值所在。流速北分量v體現(xiàn)了海流的三層垂直結(jié)構(gòu)特征。相對強的北向流速（0.005 m／s）出現(xiàn)在海表至1 000 m的上層，其對應的位溫10～24℃；相對弱的南向流速（－0.002 m／s）出現(xiàn)在1 000～3 500 m處，其對應的位溫在3～10℃之間。顯然，上層北向強流攜帶較高溫度的水比南向中下層弱流攜帶低溫的水具有更多的熱量。上述深層南向低溫水正是北大西洋深層水（NADW）的南向回流，它構(gòu)成大洋傳送帶的深層分支。經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流的熱輸運機制，即灣流攜帶的高溫水比NADW攜帶低溫水在深層南流具有更多的熱量，使得北大西洋的經(jīng)向熱輸運往北，調(diào)節(jié)了北大西洋的氣候，帶給北歐冬天的溫暖。

圖12 北大西洋35°N處的緯向平均流速北分量v（a）和緯向平均位溫（b）垂直剖面

圖13a是本文模式計算得到的大西洋海表溫度（SST）的分布，海表溫度從赤道向兩極遞減，與Levi-tus等［9］的SST（圖13b）趨勢一致。由此可見，極向的表層流總有暖流的特征，而流向赤道的表層流總具有寒流的性質(zhì)。

圖13 MOM4p1模擬大西洋SST結(jié)果（a）與Levitus等［17］觀測結(jié)果（b）的對比

3.5 大西洋經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流及其強度

圖14是全球大洋經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流的流函數(shù)。流函數(shù)零值在赤道從表層向下至2 000 m處。從赤道到60°N，流函數(shù)零線基本上是從1 500 m深度往北逐漸下沉至海底附近。北半球的流函數(shù)相對較弱。對應流函數(shù)正值的兩個高值中心，分別出現(xiàn)在20°N的100 m至150 m深處和50°N的1 000 m深處。前者是副熱帶輻聚區(qū)，后者北側(cè)代表北大西洋深層水的形成處。在南半球，經(jīng)向環(huán)流影響的范圍和深度都要大得多，因為那里的南極繞極流存在于表層至底層，且連接著南大洋的所有水交換通道。最強的反時針環(huán)流（南方下沉）發(fā)生在60°S，幾乎達海底，并向北半球擴展形成大洋的底層水。

圖14 全球大洋經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流的流函數(shù)

圖15分別表示大西洋和太平洋經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流的流函數(shù)分布。它們最大區(qū)別在于，大西洋在北半球的高緯度地區(qū)有強烈的北方下沉而導致北大西洋深層水的形成，而太平洋的北半球不會形成深層水卻有南方下沉出現(xiàn)。該現(xiàn)象與現(xiàn)今大洋環(huán)流的觀測相符，并被表達為大洋傳送帶的“ON”狀態(tài)。如果與之相反的“OFF”狀態(tài)出現(xiàn)，即大西洋出現(xiàn)南方下沉而北太平洋出現(xiàn)北方下沉，則將導致北大西洋北向熱輸運的終止及北歐氣候的全面變冷。Huisman等［4］和Marotzke等［5］的工作中對“ON”和“OFF”這兩種狀態(tài)存在和轉(zhuǎn)換的條件有過詳細的研究。

在北大西洋，灣流在向北流動過程中，會逐漸釋放熱量，溫度變得越來越低。這些高鹽水在冷卻時密度顯著增大，并發(fā)生下沉。它們與從北冰洋南下的東格陵蘭海流匯合并下沉形成低溫高鹽的北大西洋深層水。北大西洋深層水能下沉到2 000 m并能擴展到40°～65°N。本文結(jié)果中的大西洋經(jīng)向環(huán)流的強度達到20×106m3／s，與Gordon［14］對北大西洋深層水的估算一致。Broecker［1］也基于放射性碳基礎估計，將北大西洋深層水的流量從23×106m3／s修正到20 ×106m3／s，并強調(diào)很難評估對北大西洋深層水估算的誤差，這個誤差很可能是25%的量級（即±5×106m3／s）。許多研究人員用不同的方法對大西洋經(jīng)向環(huán)流強度進行估算，Roemmich等［19］用水文斷面資料對24°N斷面估算得到其強度為17×106m3／s；Talley等［20］估算NADW的強度是（18±5）×106m3／s；Ganachaud等［17］則通過高緯度的反演模式，得到NADW的翻轉(zhuǎn)強度為（15±2）×106m3／s。

35°N處的北向流速分量的緯向平均明顯有3個層次：上800 m層的北向補償流；800～4 000 m的NADW深層回流；4 000 m至海底的北向底流（見圖12）。為了計算各層次的體積輸運并與Gordon［14］和Broecker［1］的結(jié)果相比較，本文選用50°N作為NADW的典型斷面，得出：上層（0～876 m）的北向體積輸運為16.02×106m3／s；中深層（876～3 854 m）的南向體積輸運為－18.72×106m3／s；底層（3 854～5 072 m）的北向體積輸運為1.92×106m3／s。這與Schmitz［3］的三層熱鹽環(huán)流大洋傳送帶的模型高度吻合：不僅在垂直層次以及它們各層的深度，而且在各層的體積輸運強度以及NADW的范圍都相當一致。NADW的南向回流強度18.72×106m3／s也與現(xiàn)有各種估算的15×106～20×106m3／s的結(jié)果相符。

圖15 大西洋（a）和太平洋（b）經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流的流函數(shù)

北太平洋與北冰洋水交換的通道（白令海峽）比大西洋與北冰洋的水交換通道（格陵蘭海與挪威海）要狹窄的多，黑潮在北流的過程中不會像灣流那么快地冷卻。另外，北太平洋也不具備北大西洋同樣的冷卻機制：強烈的北風驅(qū)動北冰洋的冷水在北大西洋進行對流混合。因此，在北太平洋冷卻下沉的水體相對較少，強度只有15×106m3／s，下沉深度只能達到1 000 m，形成所謂的北太平洋中層水，而不能形成深層水。北太平洋的深層水來自于大西洋深層水和南極繞極流海域。

3.6 NADW的3個補償來源及其與洋際交換的關(guān)系

本節(jié)將用模式結(jié)果來詳細描述和解釋NADW與洋際交換及經(jīng)向輸運的關(guān)系，并因此而成為大洋傳送帶的組成部分。按照Schmitz［3］和Gordon［14］的論述，有10×106m3／s的中層水從南極繞極流經(jīng)德拉克海峽的北側(cè)向北，加入馬爾維納斯海流－巴西海流－副熱帶流環(huán)，并加入到本格拉海流－北赤道流和灣流，最終變成NADW的主要補償來源。圖16a是合恩角以東海域的緯向平均流速北分量v的垂直剖面圖。v的正值體現(xiàn)了從德拉克海峽北區(qū)的北向凈體積輸運。在54°S處，從65°～54°W的斷面上對v進行積分，可以得到其北向體積輸運為14.96×106m3／s。這表明確實存在10×106m3／s以上的體積輸運來自德拉克海峽的北區(qū)。Schmitz［3］和Gordon［14］都認為有10× 106m3／s的NADW補償流源自這里，但這并不能說明從這里起源的北流必須正好是10×106m3／s。我們的模擬得到14.96×106m3／s，表明從這里出發(fā)的北流有充足的來源。至于在其到達北大西洋成為NADW的過程中，其途徑、流量是怎么變化的，本文不再分析。Schmitz［3］的文章中對這支補償流的垂直層次結(jié)構(gòu)和流經(jīng)途徑都有詳細的描述。

按照Schmitz［3］和Gordon［14］研究結(jié)論，NADW的第二個補償來源5×106～6×106m3／s，是從ITF中分支出來的。不過，本文的結(jié)果顯示它也可能達到8×106m3／s。ITF以13.53×106m3／s的流量，向西穿過印度洋，從莫桑比克海峽往南，然后向西繞過厄古拉斯角進入大西洋，加入本格拉海流以及北赤道流，最后加入灣流變成NADW的補償流。

圖17是厄古拉斯角以南斷面經(jīng)向平均的流速東分量u的垂直剖面圖。負的u分量體現(xiàn)了自南印度洋至南大西洋的西向體積輸運。在34°～39°S，25°E斷面上，積分得到繞過厄古拉斯角向西進入大西洋的流量為40.64×106m3／s。這個量值看上去很大，不過真正在好望角以西轉(zhuǎn)向北并加入本格拉海流的只是其中的一小部分，其大部分會返回到南極繞極流中。圖16b是好望角以西斷面緯向平均的流速北分量v的垂直剖面圖。正的北分量體現(xiàn)了繞過厄古拉斯角并又轉(zhuǎn)而往北的那部分體積輸運。在好望角附近的32°S，8°～18°E斷面上，積分得到向北的體積輸運只有8.68×106m3／s。這個量值比較接近Schmitz［3］的由ITF變成NADW的第二個補償來源的5×106m3／s的估計。按照本文的結(jié)果，由ITF演變而來的這支補償流可以達到8×106m3／s的強度；更要強調(diào)的是，這支來自熱帶的暖流攜帶了大量的熱量至北大西洋。

圖16 緯向平均的流速北分量v的垂直剖面圖

圖17 厄古拉斯角以南斷面的經(jīng)向平均的流速東分量u的垂直剖面圖

NADW的第三個補償來源相對較弱（1.42×106m3／s），但它也是來自于北太平洋歷經(jīng)北冰洋到達北大西洋的洋際交換。本文模式算得的這支北冰洋貫穿流的強度正好介于Schmitz［3］的1.5×106m3／s和Broecker［1］的1×106m3／s之間。它穿過白令海峽以后加入北冰洋的環(huán)流系統(tǒng)，最終從格陵蘭海流入北大西洋，成為NADW的冷支補償。這里應特別注意的是，北冰洋－大西洋1.42×106m3／s的洋際交換并不意味著只有1.42×106m3／s的冷水來自北冰洋。在北冰洋和大西洋間的70°N緯向斷面上，分別積分了從格陵蘭島至揚馬延島之間的東格陵蘭海流和揚馬延島至挪威之間的挪威海流的流量。發(fā)現(xiàn)上述1.42× 106m3／s的南向體積輸運來自于11.5×106m3／s的南向的東格陵蘭海流和北向的10.08×106m3／s的挪威海流的合成效應。這支寒冷的東格陵蘭海流經(jīng)丹麥海峽進入北大西洋。NADW的這支冷支補償在與其他兩支NADW的高鹽度補償流相遇時，起到了重要的冷卻作用；同時由于那里冬季強烈的北風天氣作用下而發(fā)生對流混合，形成了低溫高鹽的北大西洋深層水。NADW下沉到深海并向南回流，構(gòu)成大洋傳送帶的下層分支。在50°N的斷面上，這個分支的強度是18.72×106m3／s。

圖18a是本文模式所得的大西洋緯向平均鹽度的垂向剖面圖，展現(xiàn)了灣流上層的高鹽水在遇到低溫的東格陵蘭海流以后混合下沉。圖中高鹽中心在20°～30°N，鹽度35的混合水可以下沉到2 500 m，這些特征與圖18b的Levitus［9］結(jié)果非常相符。上述提到的大西洋50°N處上層（0～876 m）北向補償流的強度為16.02×106m3／s，加上北冰洋南下的1.42×106m3／s的冷支補償，構(gòu)成17.4×106m3／s的NADW。而其中北向補償流16×106m3／s與Schmitz的14×106m3／s略有差異。不過，從圖15的經(jīng)向環(huán)流流函數(shù)來看，就很容易理解上層補償流的16×106m3／s與深層南向回流的18.72×106m3／s這樣的數(shù)值并不是一成不變的，它隨緯度而有所變化。

圖18 本文模式所得（a）與Levitus（b）的大西洋緯向平均鹽度剖面圖

3.5節(jié)中所提到的20×106m3／s的大西洋經(jīng)向環(huán)流強度與本節(jié)所分析的NADW的3個補償流的強度一致：10×106m3／s來自南極繞極流，5×106m3／s來自ITF（本文模式中可能達到8×106m3／s）以及1.42× 106m3／s來自北冰洋－大西洋的洋際交換。緯向平均的流速北分量所展現(xiàn)的垂向3層結(jié)構(gòu)也與Schmitz［3］簡化后3層的大洋傳送帶垂向熱鹽環(huán)流結(jié)構(gòu)高度符合—不僅在層數(shù)，各層深度還是各層的流量強度，都具有良好的一致性（Schmitz相應的補償流強度分別為10× 106m3／s，5×106m3／s，1.5×106m3／s）。

4 結(jié)論

本文基于MOM4p1的非Boussinesq近似的質(zhì)量守恒模式，進行了以靜止海洋為初始狀態(tài)的1 400 a積分，以研究包括風生和熱鹽環(huán)流在內(nèi)的大洋環(huán)流的平衡態(tài)結(jié)構(gòu)和洋際交換通道的質(zhì)量和熱量的輸運。定量分析了洋際輸運和經(jīng)向輸運、生成NADW的3個補償流來源的關(guān)系。

（1）大西洋各緯向斷面上的南向體積輸運要求在70°N斷面上有1.42×106m3／s的北冰洋－大西洋洋際輸運作補償，即該斷面上南向的東格陵蘭海流的強度要比北向的挪威海流大1.42×106m3／s。前者在局地天氣條件的聯(lián)合作用下，作為補償流的冷支進行對流混合，促進NADW的生成。

（2）白令海峽南部相對于其北部0.5 m的海面高度差，是驅(qū)動白令海峽1.27×106m3／s的北向貫穿流從而實現(xiàn)太平洋－北冰洋洋際交換的主要動力。這支貫穿流加入北冰洋環(huán)流系統(tǒng)并穿過北冰洋，經(jīng)格陵蘭海和丹麥海峽流入北大西洋，實現(xiàn)太平洋－北冰洋－大西洋的洋際交換。北太平洋、北冰洋和北大西洋海面高度的坡度結(jié)構(gòu)是上述洋際交換的主要動力機制。70°N以內(nèi)北冰洋0.15×106m3／s的凈降水是1.42×106m3／s大西洋－北冰洋交換與1.27×106m3／s太平洋－北冰洋交換的補償來源。

（3）印度尼西亞海域是全球唯一的熱帶洋際交換通道，作為“快速通道”完成太平洋至印度洋的質(zhì)量、熱量和鹽量輸運。ITF所實現(xiàn)的13.53×106m3／s體積輸運，0.952×1015W熱輸運和0.466×109kg／s的鹽量輸運具有非凡的意義。通過這個低緯“捷徑”，全球大洋的質(zhì)量、熱量和鹽量會有效地、快捷地達到平衡，從而影響全球氣候。西太平洋與30°S印度洋的1 m的海面高度差是ITF的主要驅(qū)動機制。本文所得13.53×106m3／s的ITF強度與Gordon根據(jù)“INSTANT”項目連續(xù)3年觀測結(jié)果估算的平均強度15 ×106m3／s良好一致。

（4）作為南大洋各洋際交換通道的紐帶，南極繞極流扮演者不可替代的“交通樞紐”作用，為各大洋提供從上層中層至底層的水交換。300×106m3／s的水體、4×1015W的熱量和1.0×1010kg／s的鹽量輸運在這里發(fā)生。南大洋各洋際通道的體積輸運的平衡由其相應的大洋經(jīng)向輸運來實現(xiàn)，如果考慮海面降水蒸發(fā)，平衡會滿足得更好。

（5）分析得到了NADW補償流的來源和強度，即10×106m3／s來自德拉克海峽北側(cè)的中層水；5×106m3／s來自ITF（本文結(jié)果顯示可能達到8×106m3／s）以及1.4×106m3／s來自白令海峽的北冰洋貫穿流。大西洋50°N斷面處16×106m3／s的上層北向體積輸運更是與上述NADW補償流的強度相一致。緯向平均的流速北分量所展現(xiàn)3層的垂向?qū)哟谓Y(jié)構(gòu)也與Schmitz簡化后3層的大洋傳送帶垂向熱鹽環(huán)流結(jié)構(gòu)高度符合——不僅在層數(shù)，各層深度還是各層的流量強度，都具有良好的一致性。

（6）在大西洋30°N斷面上，盡管存在1.58×106m3／s的南向體積輸運，但其熱量輸運0.687×1015W卻是北向的。圖解揭示了其原因是上層北向補償流比下層回流的NADW的溫度要高許多。正是這種經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流的熱輸運機制給北歐帶來所需的熱量。

（7）由靜止海洋冷啟動，風海流與淺海環(huán)流在一兩個年代可以達到基本穩(wěn)定；但至少要積分千年才能使大洋熱鹽環(huán)流達到基本穩(wěn)定，否則尚未充分穩(wěn)定的溫、鹽和環(huán)流結(jié)構(gòu)會導致大洋熱鹽環(huán)流通量被低估。這是本文的重要結(jié)論之一，對全球大洋環(huán)流數(shù)值模擬的冷啟動的認識具有重要意義。積分1 400 a所需的巨大計算量也限制了本文模式所采用的網(wǎng)格分辨率。因為本文模式不是海-冰耦合模式從而沒有考慮冰對海面風應力的阻擋作用，北冰洋的海面高度結(jié)構(gòu)和表層環(huán)流結(jié)構(gòu)可能會被夸大。

（8）根據(jù)作者的經(jīng)驗，在不考慮中尺度渦的形阻的情況下，對相對較粗的網(wǎng)格分辨率進行如此長時間尺度的積分，如果不采用夸大的水平渦動黏性系數(shù)則必然引起南極繞極流的高估。本文所采用水平渦動黏性系數(shù)的3.0×104m2／s，明顯小于Bryan和Marotzke所用的2.5×105m2／s。這是本文所得的南極繞極流明顯大于觀測結(jié)果的主要原因。不過，Marotzke在考慮無滑動邊界條件情況下所做的尺度分析表明，像他所設計的類似理想化大洋模式的南極繞極流的量級通常會在200×106～400×106m3／s之間。

致謝：感謝舒啟和宋振亞早期在模式移植和計算機環(huán)境設置所給予的大力幫助。

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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*，F(xiàn)ang Guohong1，Wang Yonggang1，Guan Yuping2
（1.Key Laboratory of Marine Science and Numerical Modeling，F(xiàn)irst 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。

國家基礎研究項目（2011CB403502）；科技部國際合作項目（2010DFB23580）；國家海洋局國際合作項目（QY0213022）；國家海洋局第一海洋研究所（2010G06）；國家自然科學基金（40976011；91228202）。

朱耀華（1963—），男，加拿大籍，博士，副研究員，主要從事海洋環(huán)流數(shù)值模擬研究。E-ma i l：yhzhu＠fio.org.cn *通信作者：魏澤勛，博士，研究員，主要從事海洋環(huán)流和潮汐潮流及其數(shù)值模擬研究。E-mail：weizx＠f io.org.cn朱耀華，魏澤勛，方國洪，等.洋際交換及其在全球大洋環(huán)流中的作用：MOM4p1積分1400年的結(jié)果［J］.海洋學報，2014，36（2）：1－15，

10.3969／j.issn.0253-4193.2014.02.001

Zhu Yao hua，Wei Ze xun，F(xiàn)ang 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