第1章　海洋动力学

海洋学是一个相对较新的领域，从发展至今不到100年的时间。直到20世纪40年代才有了一些重大发现，例如大西洋西边界流中墨西哥湾流和日本暖流加剧的原因、低频率的声能量可以传输上千公里而衰减很小的一个深海声道的存在。即使在今天，关于全球海洋环流的知识仍然粗略而充满漏洞。然而，由于海洋在影响人类的各种问题中（如气候问题）起着核心的作用，这种情形在迅速地改变着。卫星遥感（包括卫星测高仪、红外传感器、微波传感器以及海洋水色传感器等）、长期的遥测数据、高持久度漂流船和滑翔机以及小型的水下自动机器人等都在迅速地改变着我们对全球海洋的观察和监测。相比之下，海洋数值模型就更为年轻，第一个综合的世界斜压海洋数值模型在60年代晚期才由Krik Bryan（Bryan，1969）构造得出。然而，高性能计算机的出现使该领域得到显著发展，尤其是最近10年以来。

由于水的高比热容（上层的2.5m海域与整个对流层是相等的）以及海洋的巨大范围（覆盖了地球表面70%），海洋扮演着热量调节器的角色并使地球的天气长期保持适中。海洋还是巨大的CO2储藏所（它所容纳的CO2是大气中的60倍），而且海洋记忆力极好（大约上千年）——因为深海区域存在了很长时间。因此在不同时间尺度上，海洋在决定地球的气候状况中起着至关重要的作用，历史上地球气候的显著变化被认为与全球子午线温盐环流的分布有关。在年时间尺度上，与耦合的大气海洋系统（主要在热带太平洋）有着固有关系的名为厄尔尼诺—南方振荡现象（ENSO）引起了全球范围内降水格局的大范围分布，对海洋进行更好的理解也因为其他原因如各个国家的灾害预防和商业需求而变得重要。海洋还是蛋白质的重要来源，对它们的生物特性如初级生产力等进行更好的理解对于保持渔业捕捞中的限度是非常必要的，同时对于海洋生物资源的妥善管理也很重要。在21世纪，海洋也许还能提供一部分能量和矿物。

然而，通常情况下海洋学比较缺乏数据，甚至到目前为止，南半球还存在着许多区域没有进行过任何海洋特性的现场测量。因为传感器的支柱力量电磁波并不能完全穿透大气或者传播至深海区域，用遥感探测海洋内部存在困难。最强的穿透波段为光谱的蓝—绿可见光范围，然而它在最清澈的水中最大传播距离也只有l00m左右。只有低频率的声能量才能够传输很远的距离并且几乎无衰减，由于深度水域中存在最小声音传播速度，声能量在波导中进行传播，其传播距离能够达到上千公里。这使得用声音进行遥测成为可能，比如可用声层析成像法进行遥测。只有在过去的10年左右的时间里，卫星所携带的传感器比如红外线辐射计、微波成像仪以及测高仪才开始填补着数据的空缺，尤其是对南半球海洋的探测。由于海洋的现场测量数据收集极其昂贵，并且卫星携带的传感器所提供的大部分信息基本上只是海洋近表面层的，通常认为海洋模型是理解海洋运作方式的核心内容。希望与少数现场测量数据和相对丰富的遥感数据相结合的综合海洋模型能够提供一种对海洋进行学习和监测的最好方式，这说明了海洋模型的重要性及其承诺。为了估计海洋的未来状态，即为了达到预测的目的，海洋数值模型是不可或缺的。

海洋中的运动是很复杂的，它具有广泛的空间和时间尺度范围。对于一个海洋建模人员来说，理解模型所代表或决定的是什么尺度以及参数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适的。表1.5.1（同时见图1.5.1）列出了很多有意思的海洋过程（为了完整性，包含了大气过程）和它们所对应的时间尺度与长度尺度，以及与它们有关的中纬度处的罗斯贝数。在用数字计算机对海洋及海洋过程进行模拟之前，很好地理解他所要模拟的海洋的广泛特征是必不可少的，其中主要根据观察和分析手段所获得的知识。

海洋环流是构成海洋洋盆的水团的密度结构、表面辐射通量、海洋表面的外力（由上方大气层引起的风应力和浮力通量，以及一定程度上由月球和太阳引起的潮汐力）的复杂函数。表面外力包括许多的时间尺度（从小时到数十年甚至更长时间）和空间尺度（从与大气锋前相关的公里尺度到流域尺度）。海洋对大气外力的响应方式极其复杂，时至今日，对全部外力的响应细节甚至响应特性都没有能够被很好地理解，因为尚不存在对所有外力范围内的观察。要理解海洋对这种外力的响应，必然包括海洋运动的控制动力学方程，以及简单的概念数值模型或复杂的数值模型，这属于动力海洋学领域，对于相关的一些主题读者可以参考Gill（1982）、Pond和Pickard（1989）、Cushman-Roisin（1994）以及Mellor（1996a）。然而，由于海洋及海洋过程的数值模型要求，至少要对海洋动力学的突出方面有一个确切了解，因此我们在本章对其进行了简要概述。

20世纪，人们已经煞费苦心地用现场测量数据逐步建立了海洋的大致结构和海洋环流的广泛特征，这些广泛特征的描述属于描述性物理海洋学的范畴，关于海洋结构和海洋环流的知识读者可参考Pickard和Emery（1982），Dietrich等（1980），Tomczak和Godfrey（1994）。Schmitz（1996a，b）一书对海洋洋盆和洋盆间的大尺度环流的许多引人注目的特征进行了深刻的描述。然而该主题内容太过广泛，下文中只对其进行概述而不对主题进行太多详细证明。

过去的20年中，一些学者的书籍所给出的详细分析推进了我们对海洋结构和海洋环流的认识，比如Joe Reid和他的同事（Reid，1981；Lynn和Reid，1968；Mantyla和Reid，1983）以及收集了过去一个世纪的水文资料（从国家海洋数据中心获得）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温度、盐度和氧含量等水团特性的地图集，采用了气象学中的时间尺度，在国家海洋数据中心有它的电子版和图集版。借助以上资料，读者能够了解最新的海洋特性分部信息。同时，表面外力已被Hellerman和Rosenstein（1983）用船上海洋表面的观察推导出，它是Woodruff等（1987）构建海洋大气数据集这项工作的一部分。这些分析的电子版是可用的，它们以月时间尺度很好地提供了强加给海洋的表面外力。

我们将在本书的后面章节考虑这些问题，不过现在先呈现大西洋、太平洋和印度洋这3个主要海洋洋盆平均表面环流图（图1.1.1）。它们说明了海洋的广泛特征——比如深海平原、浅海大陆架、大洋中脊、群岛、狭窄通道和海峡——以及它们的环流——比如剧烈的西边界流、跨洋盆的广泛环流、赤道流系，以及与多个流域相连接的南极绕极流。海洋数值模型的任务是尽可能真实地在不同的空间和时间尺度上将这些环流特征及其变化进行再现。

显著特征

就其形状和范围来说，全球海洋的物理特征是由使大陆漂移的构造力决定的，这种构造力创造海洋地壳的同时也使其不断被消耗。构造运动是由地球上地幔内部热量驱动的对流引起，其传输深度被认为能达到1000km。地幔对流造成大陆（岩石圈）板块的缓慢漂移（平均每年大约几厘米），它们就好像浮在地球的上地幔顶端一样，对流还引起大洋中脊处海洋地壳的形成以及由于俯冲造成的大洋海沟处海洋地壳的消耗。此外，地幔热点还会引起群岛的形成，如夏威夷群岛，因此，俯冲板块边缘的海沟比如西太平洋的马里亚纳海沟是全球海洋中最深的点。大洋中脊、群岛、淹没的平顶海山以及海底山等是深海区域中的最浅特征，它们在海洋动力学中扮演着重要角色。尤其是点缀着西太平洋的成千上万的海底山，在潮汐混合和海洋环流的其他方面起着非常重要的作用。大洋中脊和其他许多地形特征对于流域环流很重要，因此必不可少地要将它们包含在数值模型中。而深海沟所起的作用却是很微小的，由于考虑效率和经济的缘故，大多数海洋环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，约5000m。

洋盆的边缘被较浅的大陆架所包围，深度不到200m，其范围从几公里至上百公里。这些大陆架被认为与沉积地质过程有关，比如在上次冰河时代盛行的那些沉积过程，当时的海平面比当前的海平面低了125m。由于包含深度较浅的区域，大陆架上的环流受到风和潮汐的强烈影响，而在深海洋盆的环流中，密度梯度和风起着重要作用。由于大陆架和洋盆的动力学不同，通常对它们进行分开学习和模拟，同时利用不同种类的模型。从大陆架到深海海域的过度是很突然的，因此这些大陆坡区域是非常窄的，其宽度仅有几十公里。因为目前所有海洋模型在处理很大的地形变化时都存在困难（由于当今计算机所能达到的分辨率不够高），对大陆坡区域的模拟是最困难的。而它们在碳氢化合物的提取中起着越来越重要的作用，似乎不断增长的人口对碳氢化合物的需求永远无法满足。

洋盆的形状及其深度分布是其本身环流的重要因素。由此看来，相对窄而年轻的大西洋洋盆与宽阔的太平洋洋盆形成强烈对比。构造运动还在不断地使大西洋变宽、太平洋变窄。极少数地质活动对海洋的一个动力学重要性是海地地震及其衰退产生毁灭性海啸，另一个是洋中扩张中心的火山喷发口，其影响范围可从脊顶延伸至很远的距离。然而，只有在上百万年时间尺度上洋盆的形状及位置才会发生显著变化，因而对古海洋学来说具有重要意义。对古代海洋环流的模拟是一种挑战，同时也很吸引人。在过去的几百万年时间里，由于地幔对流模式的两次改变，大陆块体交替地相互接近或者远离，这对于所产生的环流影响深远。比如，各大陆的聚集似乎使全日潮增强，而当前的分布选择性地增强了半日潮。

南极次大陆周围的南大洋使3个主要的洋盆在南半球两两之间相互连接，而在北半球，海峡将太平洋和大西洋连接到北冰洋。此外，在印尼群岛，太平洋和印度洋之间直接通过狭窄海峡连通，这是两个主要洋盆在低纬度的唯一连通。印度尼西亚贯通流对气候是极其重要的，因为它与从太平洋至印度洋的巨大热量和盐通量有关系。随着印度次大陆南部边界的形成，印度洋成了其南部范围内唯一不直接与北冰洋相连接的大洋。从气候的角度来看，北极极低海洋和南极洲极地海洋是相当重要的，因为它们被随季节而变大或缩小的海冰所覆盖，这些海冰调节着大气海洋交界面处的海一气通量和辐射通量。南大洋有助于水团在各大洋间的重分配。环极海流是世界上唯一在区域上连续的海流。

西太平洋被白令海、鄂霍次克海、日本海、黄海、中国东海以及中国南海等半封闭边缘海所环绕，而印度洋有波斯湾和红海，大西洋有地中海、加勒比海以及墨西哥湾。半封闭边缘海通常以通过狭窄海峡的环流为主，这些海峡将它们与主要的海洋流域相连。比如，日本海中产生的变化的一个主要来源是流入浅朝鲜海峡并再流出津轻海峡和宗谷海峡的对马海流。而在墨西哥湾，流入深尤卡坦海峡并流出佛罗里达海峡的环流是造成变化的主要来源，因为由该环流产生的巨大反气旋涡旋将亚热带水团传输至西部海湾。在所有的半封闭边缘海中，黄海和波斯湾相对较浅（平均深度分别为25m和75m），因此它们会受到风力和潮汐力的强烈驱动，此外，地中海、墨西哥湾和日本海等是小型流域，只有白令海峡和鄂霍次克海受到海冰覆盖的显著影响，它们在冬天的时候大部分被冰覆盖。

平均环流

每个主要洋盆中的水平环流主要受上方大气产生的表面外力的驱动，这种环流大致可以被分为赤道和中高纬度环流，大西洋和太平洋的中纬度环流构成了流域性的反气旋副热带环流，其西部边缘是强烈而狭窄的西边界流，而东部边缘是辽阔、缓慢而蜿蜒的东边界流。风应力旋度使流域中的水团朝赤道方向缓慢传输，而这些西边界流（北大西洋中的墨西哥湾流、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东澳洋流）使几十Sverdrups（1Sv=106m3/s）的亚热带水团反流向极地。在北半球，高纬度环流构成的副极地气旋环流将冷海水向赤道方向传输。在南半球，南极洲附近向东流动并跨越三大流域的环极海流是主要的高纬度环流特征。尽管太平洋流域和印度洋流域是通过印尼群岛的狭窄通道相连，而太平洋和大西洋间接地通过北冰洋相连，南大洋是构成三大流域主要流通通道的大洋。

在南大洋以及日本暖流、墨西哥湾流和北大西洋洋流区域的海洋环流中，风应力的机械功率主要是风应力的纬向分量作用产生，风应力的经向分量只对东部上升流区域和作为负功输入区域的副热带环流起重要作用。最近的估算使用了托帕克斯卫星/海神号的高程数据（Wunsch 1998）和一个全球海洋模型（Semtner和Chervin，1992），两种数据的结果都表明，大气对海洋产生的机械功率大致为900GW（全球平均值为2.8×10-3W/m2），其中大约有25%是来自海洋潮汐，这与大气海洋界面处的净热交换产生的2PW相比是非常微小的。然而，所消耗的能量最终可能会在全球热量预算中起着重要作用。Wunsch（1998）也指出，使海洋产生运动的大部分能量存在于第一斜压模中（约为300EJ，其中有1.2EJ是动能，其余的是势能），而正压运动中只有2EJ的能量（其中动能和势能大致各占一半），但它可以与当前潮汐运动中的0.5EJ（Kantha，1998）相比。对海洋中的能量更充分的探讨可见Lueck和Reid（1984）和Oort等（1994）。

各洋盆的赤道环流构成了环流和逆流的一个复杂模式，这些逆流主要是受风应力旋度驱动，叠加在这些环流上的是由大范围时间尺度上受脉动风力所驱动的振荡。风力的改变产生的赤道波导中快速移动的kolvin波和Rosshy波反过来又使赤道环流快速改变，深度在100～200m的东向流动的赤道潜流是赤道环流的一个显著特征。然而，详细差异必然与波导的带状延伸以及三大流域之间存在的盛行表面应力的不同有关。三大洋盆中，广阔的太平洋在全球气候的年际间变化中起着主要作用，厄尔尼诺和南方涛动（ENSO）是一个典型的例子［参见Webster和Palmer（1997年）对1997年ENSO的描述］。南方涛动是跨越赤道太平洋（太平洋西部热带地区与太平洋东南部热带地区之间）的东西向压力差异所造成的振荡，它与厄尔尼诺现象和拉尼娜现象有关。此外，北大西洋涛动（NAO）是由冰岛附近的低压区域和亚热带的亚速尔群岛附近高压区域之间的南北向压力差异所造成的，在冬天时这一差异引起北大西洋上自西向东的风暴。NAO的年际至年代际时间尺度上的变化影响着北大西洋附近区域的气候模式和气候状况，而ENSO的影响更具全球性。

印度洋的环流与其他两个洋盆的环流具有显著差异，主要是因为它的子午线长度有限以及它所独有的季节性反向季风影响，这些季风引起西边界流和索马里海流的形成，在西南季风期间索马里海流跨越赤道向北流动，而在东北季风期间反过来向南流动。突出的印度洋次大陆进一步使印度洋的北部进行细分并强烈地影响着它的环流，其西部——阿拉伯海的过度蒸发使得它的上层比印度洋的其余部分较咸，而排向印度次大陆的大量河流径流使得其东部——孟加拉湾极淡。

而热带太平洋在3～5年的时间尺度上支配着天气（和气候），耦合的全球海洋大气系统固有的振荡在天气（和气候）的年代间振荡中起着显著作用。对俄勒冈州的树木年轮记录进行的分析表明，在过去500年里气候的振荡范围内有一个约17年的峰值。在大约过去的一个世纪里，对东北太平洋表面漂流的分析表明气候的年代间振荡也很明显（Ingraham等，1998）。Latif（1998）讨论了年代间变化，以及它在耦合的海洋大气模型中的表现形式和动态。

甚至在世纪或更长的时间尺度上，北大西洋表现更为明显。在冬季，由强风暴引起的海洋表面降温使副极地海洋出现高密度的咸水，它们下沉至海洋底部，并流向赤道，在穿越赤道以后流入南大洋，这些水又慢慢地上升至海洋表面。这个过程形成的温盐环流对长期的气候起着重要作用，这一“输送带”的中断引起了中纬度气候根本上的不断变化（Broeker，1997），这一证据可见于众多的湖泊和深海沉积物以及长达110,000年的包含代表性气象资料的格陵兰冰核。Adkins等（1998）为上次冰河时代末深海环流中的剧烈变化提供了证据。高密度水的形成也出现在南极附近的南大洋中，这里同时还形成了南极底层水（AABW）。

印尼贯通流是目前洋盆在低纬度的唯一连接，它将物质、热量和盐从太平洋传输至印度洋，这对于两个大洋的环流和水团结构是非常重要的。这一热量传输去除了西太平洋所接收热量的一个重要部分，从而导致暖池和大气对流中心的西向移动，这对热带气候和全球气候造成重要影响。印尼贯通流是全球温盐环流的一个重要部分。Godfrey（1996）重新审视了印尼贯通流对太平洋和印度洋的环流和水团结构的作用。Schneider（1998）描述了印尼贯通流的模拟，用的是德国汉堡的马克思—普朗克研究所研究得到的耦合海洋大气环流模型ECHO，并讨论了贯通流对全球气候的影响。

水团结构在全球大洋中的保持方式是很重要的（Munk，1966），目前海洋内部存在的稳定结构源于两个过程，其一是副极地海洋中深而冷的中间水层，格陵兰海、拉布拉多海以及南极大陆周围形成的底层水用冷而咸的水团缓慢地填补着深层海洋。与这个过程相关的时间尺度为几千年，所形成的缓慢上升流在与海洋内部混合的过程中被抵消掉。另一个过程是副热带环流的向极边缘附近水团的俯冲（比如北太平洋中的18℃的水），它出现在赤道区域几百米深的海洋中，这个过程称为温跃层通风（Pedlosky，1996），与其相关的时间尺度为几十年。这两个过程对水团结构都很重要，它们在保持海洋内部分层的过程中相辅相成。对数十年时间尺度上的变化进行模拟的海洋模型必须特别考虑温跃层通风过程，对地球气候的长期变化进行研究的气候模型必须适当考虑温盐环流。

北冰洋的大部分洋面常年被冰雪覆盖，因而北冰洋中的环流构成了一个反气旋的波弗特流涡和一个极地漂流，极地漂流使水团和海冰从白令海峡附近流经丹麦海峡传输入北大西洋。海冰和淡水的传输对西北大西洋中的海气交换有着强烈影响，该大洋中强烈的冬季风暴一定程度上受到海冰覆盖层的调节。

冰川占据了5%的地球陆地表面，冰川是地球上最大的淡水库，它保持着地球上70%～80%的淡水，其中格陵兰冰川占10%，南极冰川占89%，剩下的1%被其他冰川和小冰帽保持（Bindschadler，1998），如果所有的这些冰川都融化掉，那么全球海平面将上升70m左右。在以前的间冰期期间，即大约125,000年前，冰川还比较微小，而当时的海平面大约比现在高5m。在末次冰期期间，即大约20,000年前，冰川的体积是目前体积的两倍，而海平面比现在低125m左右。

海洋自形成以来已有35亿年的时间，它在地球的化学进化中起着重要作用，几乎所有地球大气中的氧气都是由海洋中的单细胞浮游植物进行的光合作用所产生，大约经历了22亿年的时间氧气含量才达到当今的水平。同时，沉积岩产生并蕴藏了大量的有机碳（15 Ptonne）。卫星使全球碳的年净初级生产力（NNP）的估计成为可能，NNP即为可供其他营养级进行光合作用的碳总量。利用CZCS传感器所获得的海洋水色数据，Field等（1998）估算出目前海洋中的NNP约为49Gt，其中约有1/3被运输至深海中，从而与大气相隔离上百年甚至上千年的时间（Falkowski等，1998）。相应的地面值（从AVHRR获得的陆地植被指数估算而来）约为56Gt，可与海洋中的值相比拟，尽管其浮游植物产生的碳量（约为1Gt）只占全球光合作用中活跃的初级生产者物质（约500Gt）的0.2%，这意味着海洋中生物量的平均周转时间尺度约为一周，而相应的陆地上的时间为19年（Field等，1998）。这一快速的周转表明，增加的NNP将不会造成浮游植物生物量中碳量的实质性变化，而是对通过传输进入海洋内部隐藏起来的碳量有影响。浮游植物仅仅吸收海洋表面附带的PAR的7%，而在无永久性冰层覆盖的陆地上，陆地植物吸收陆地附带的PAR的31%，它在每一单位表面积上的产量是海洋上的3倍。然而，NPP的最大值近似为1～1.5kg/（cm2·yr），海洋中的上升流区域是NPP较高的区域，而在陆地上潮湿的热带地区NPP较高。

海洋中的初级生物生产力依赖于同时可用的太阳辐射量（浮游植物的主要而且必不可少的能量来源），以及溶解于水中的无机营养（用于形成植物组织），无机营养包括溶解于水中的二氧化碳、硝酸盐（或分子态氮）、磷酸盐以及硫酸盐等所提供的碳、氮、磷以及硫等无机元素。因此，初级生产力被限制于能够为光合作用提供足够太阳辐射的强光带。在高纬度地区，太阳辐射是主要的限制因素，它与生产力的季节性变化有关，在低纬度地区的近水面，阳光通常不是限制因素，浮游植物的增长率及其初级生产力受无机营养的缺乏性影响，缺乏哪一种营养主要依赖于所考虑的区域，但是海洋中的大部分区域最缺乏的是氮，其次是磷。然而，某些微量元素如溶解铁等对光合作用也是必不可少的，即使其他大部分营养充足，生产力还是要受到这些微量元素成分的供应情况的影响。全球海洋的广大海区高营养、低叶绿素海区（HNLC），包括南大洋、赤道东太平洋，尽管大部分营养相对丰富，铁的稀缺使生物生产力比较低（Falkowski等，1998；Behrenfeld和Kilber，1999）。也许这些海区中的生产力被增加，其能增加的水平只受所能提供的氮等大部分营养的影响，因为微量元素可通过人工进行增加。这被赤道太平洋中进行的实验所证实，其中铁被人工地增加到一个惊人的水平，同时浮游植物大量增殖（Mullineaux，1999）。

建模问题

海洋和大气的深度与宽度之比都很小，海洋（对流层）的平均深度约为4km（10km），因此运动的垂直尺度为O（1km）。对于大尺度的运动，水平尺度为O（1000km），因此垂直尺度H与水平尺度的比为O（10-3），由于质量的连续性，这也意味着典型垂直速率W与水平速率U的比必须是同样的数量级（或者较小，因为垂直运动受周围稳定分层的抑制）。除了深层对流区域的W能达到几厘米每秒外，海洋中典型的W约为10-4～10-5m/s，U约为10-1m/s。然而，虽然海洋中的垂直速率很小，这并不意味着可以被忽略，它们对沿岸上升流、温跃层通风、深海通风以及深海CO2循环的作用极其重要。

洋盆尺度模型和全球模型通常忽略或简化了周围大陆架和边缘海，而在大多数情况下无可非议。但即使这样，狭窄边界流的求解、垂直方向上密度结构的求解对计算机资源的要求依然很高，此外，定义精确的表面通量也很困难，进行长期的综合从而获得一个合理均衡的海洋状态的必要性。对半封闭边缘海的模拟相对简单，然而，某些半封闭边缘海开放边界的流动状态不明会是一个问题，尽管这一问题不是很严重，因为通常是狭窄海峡描绘着这些边界并限制着海与大洋之间的相互作用。另一方面，南大洋中的威德尔海和罗斯海以及大陆架向大洋敞开，因此与大洋有着强烈的动态关系，将它们作为大洋自身的一部分时建模最好，对它们进行单独模拟是一项艰难的任务，因为在感兴趣的时间尺度上对敞开边界的侧边界条件变化的规定存在困难，尽管将这些区域模型嵌入到洋盆尺度的模型中是一个可行的选择。北大西洋中的拉布拉多海和格陵兰海等副极地海洋是深水的重要来源。中层水的形成出现在鄂霍次克海这样的海中，冬季白令海峡、鄂霍次克海以及北极和南极附近的边缘海中海冰覆盖层的出现意味着需要耦合的海—冰海洋模型对这些海的环流进行模拟。

耦合的海洋大气模型对时间尺度大于数周的海洋状态的模拟和估计是必不可少的，在这些模型中，特别要注意海洋与大气的动量交换、热量交换以及淡水交换。海洋生物（或化学）状态的模拟和估计需要一个耦合的生态系统模型。然而，在这些情形中，物理模型对物理状态进行模拟的真实程度对耦合模型有深远影响，本书将对这些问题进行深入研究。

与大气的比较

海洋中的流体运动与大气中的流体运动具有很多相似性，同时也有很多差异。差异性主要体现在驱动机制和运动规模方面，在此不可能列出其所有的相似性和差异性以及各自产生的原因。读者可以参考地球物理流体动力学、大气和海洋的相关学科等方面的优秀教材，比如Gill（1982）、Cushman-Roisin（1994）以及Pedlosky（1987，1996）。由于我们对中纬度海洋动力学的知识大部分是从与之对应的大气的相关著作中获得，相关大气动力学的教材也具有参考价值，比如Holton（1992）。

海洋和大气的主要差异是它们的驱动方式的差异，大气的热量主要来自对流层下方，也有一些热量来自对流层顶及其上方。几乎全部的太阳辐射（除了某些波长）穿过大气包络后给大地和海洋供热，产生的热量反过来又传输到大气层。此外，有一部分热量穿越大气气柱后辐射到太空而造成热损失。陆地物体和海洋的辐射热量的不同产生了大规模的大气环流，这一环流（类似于海洋环流）主要是水平方向的。在狭窄区域，垂直方向的运动穿越很远的距离，这只存在于局部区域，比如热带辐合带（ITCZ）和积雨云区域。由于水蒸汽的冷凝和液态水的蒸发所产生的热源和下沉对大气动力学具有深远影响，由此产生的云层变化对大气辐射平衡（以及上层海洋的热量供应）具有决定性作用。海洋中缺乏类似的机制。相反，海洋的表面受大气风和通量驱动，太阳辐射仅限于海洋表面的浅层，同时也必然只在海洋表面出现热损失。

另一主要差异是时间尺度和长度尺度上的差异，海洋具有较长的记忆功能，然而在大气中，除了化学成分的滞留时间长达数年的平流层外，很少有直接的记忆。大气气柱中辐射平衡的变化（由云和气溶胶引起）、水蒸汽和云层的阶段性转换、伴随的潜在热量吸收和释放等引起大气环流的变化，而在海洋中，海洋的变化主要是受海洋表面应力的驱动。Rossby波的生成、传播和耗散过程产生缓慢的内部调整，在海洋中的传播则更加缓慢。在海洋中，由于密度变化很小，布辛涅斯克近似是相当足够的。在大气中，即使将与高度有关的绝热扩散考虑在内，密度变化依然很大，非弹性近似等将声波过滤而将密度变化保留的方法通常对大部分气柱的处理是很有用的。

对于中纬度动力学而言，大气和海洋在长度尺度上的差异是非常重要的。虽然大气和海洋与行星涡度的经向变化有关的长度尺度是相同的（Lβ=REtanθ角度为30°时约为3500km），Rossby变形半径a是对流体柱中运动的水平尺寸进行测量的参数，其在大气中约为1000km，在中纬度海洋中约为40km（对第一斜压模式而言）。而中间尺度LI=（a2Lβ）1/3大约为1500km，与大气中的Rossby半径接近，而在海洋中则为240km左右，大气中的Rossby半径比海洋中的大得多，LI表示标准准地转（QG）方程（第4章）超出后无效的尺度（Charney和Flierl，1981）。

海洋与大气的另一主要区别是，海洋受子午线边界的强制约束，而大气的纬向流动通常是没有障碍的（除了在中纬度受一些山脉的阻挡外）。海洋被分成许多洋盆，这导致了西边界流的强化和强烈水系的形成（比如墨西哥湾流和日本暖流），这对于海洋来说是很独特的，尽管宽度约1000km（约为Rossby半径大小）的强烈喷射状流（喷射气流）普遍存在于大气的极地锋面上。

总的来说，全球大洋的环流极为复杂，对其在所有时间和空间尺度上的变化进行真实模拟充满挑战和困难，对温盐环流进行模拟尤其困难，因为必须避免对深水团进行人为修正。一般说来，无论是从动力学观点还是数值的观点来看，对海洋和海洋过程的数值化模拟需要在细节方面谨小慎微，接下来本章将对动力学和数值方面进行讨论。