第五讲海洋环流Word格式文档下载.docx

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1.5.1拉格朗日方法：

跟踪水质点，研究其时间变化。

可用漂流瓶、中性浮子、浮标、示踪剂等追踪流迹。

1.5.2欧拉方法：

描述或测量空间点处流的情况。

依各点处流速的大小方向，描述流场。

二、描述海流运动的有关方程简介

运动方程

2.1.1单位质量海水的运动方程：

ma=F

2.1.2重力和重力位势

1重力：

单位质量物体所受的重力，与重力加速度量值

相等。

g与地理纬度©

水深z有关。

在海面z=0,赤道与极地,

△g=0.052m/s2

在©

=45°

处，海面与深万米处，△g=0.031m/s2

一般取g=9.80m/s2，视为常量。

2重力位势：

⑴海平面：

静态海洋，海面处处与重力垂直。

⑵水平面：

处处与重力垂直的面。

可以有多个。

⑶重力位势：

从一个水平面逆重力方向移动单

位质量物到某一高度所做的功，即

⑷等势面：

位势相等的面。

静态海面（海平面）也是一个等势面；

不同深度的水平面，各是一个等势面。

⑸位势差的量度一一位势米、位势高度、位势深度

a.位势米（gpm:

不同等势面之间的位势差

d①（gpm）=gdz/

I①1—①2I/（gpm）=Iz1—z2I/（m）,位势差可用深度差表示。

B.位势高度：

由下等势面向上计算的位势差。

C.位势深度：

由上等势面向下计算的位势差。

D.注意：

严格说：

因g=，故丨①1—①2丨工丨z1—z2I;

但实用时，©

为同处，z1与z2差别不会超万米，故近似相等。

⑹动力米、动力高度、动力深度是传统动力海洋学中的术语。

按SI应废止，应相应改为位势米、位势高度、位势深度。

2.1.3压强梯度力、海洋压力场

1等压面：

海洋中压力处处相等的面，如海面、海压为0

2流体静力学方程：

在海面以下-z深度处的压力为

写成微分形式

即

海洋静止海水无运动时

1）当海水密度为常数时，压力P仅与水深有关

（g视为常数）

2）当海水密度仅是深度的函数时，压力P也仅与深度有关

上述1）、2）表明：

海洋中等压面必然是水平的面，此即“正压场”

3压强梯度力：

正压与斜压

当海水密度不为常数，特别在水平方向上存在

明显差异时，或者由于外部的原因,使等压面相对于

等势面发生倾斜时，等压面与等势面斜交，这种压力场称为斜压场。

在斜压场中，压强梯度力与重力方向不在一条直线上，分解为x，y，z三个方向上：

压强梯度力水平分量将导致海水运动

4内压场、外压场、总压场

1）内压场：

由海洋内部密度差异形成的斜压场。

其特点：

上层斜压性强；

随深度增加，斜压性减

弱至某一深度，等压面与等势面基本平行。

2）外压场：

外因（风、径流、降水）引起海面倾斜所产生的压力场。

3）总压场：

内压场与外压场叠加在一起。

海洋实际多是如此。

2.1.4地转偏向力（科氏力）

1地球自转及其效应：

不同纬度、转动线速度不同

赤道—464m/s；

30°

—402m/s;

60°

—232m/s;

90°

—0m/s

2科氏力的三个分量:

3科氏力的基本性质

⑴只有当物体相对于地球运动时才会产生。

⑵在北半球，它垂直指向物体运动的右方；

南半球则向左。

⑶科氏力只能改变物体的运动方向，而不能改变物体运动的速率。

⑷科氏力的量值与物体运动速度及地理纬度的正弦（sin©

）成比例。

⑸分析海洋环流诸力，科氏力的量级与压强梯度力等相当，虽然小，须考虑。

4f-平面与b-平面

⑴f-平面：

研究海区跨纬度少，f可视为常

量

⑵b-平面：

科氏力随纬度的变化

f随纬度线性变化的平面，称为B-平面

2.1.5切应力

1定义：

两层流体相对运动，因粘滞使界面产生切向作用力

2单位体积海水所受切应力的合力，在X方向上为

3单位质量海水的切应力：

取卩为常量则

4湍流状态、各方向速度有梯度：

单位质量海水所受应力合力的三个分量

三个方向皆有速度梯度，三个方向的湍流粘滞系数k不同，kx工ky工kz工c,且均不为常量

2.1.6引潮力等：

留待“潮汐”一章再讲

2.1.7运动方程的综合形式

2.1.8

三、地转流一一不考虑摩擦的定常流

在水平压强梯度力的作用下，海水将在受力的方向上产生运动。

与此同时科氏力便相应起作用，不断地改变海水流动的方向，直至水平压强梯度力与科氏力大小相等方向相反取得平衡时，海水的流动便达到稳定状态。

若不考虑海水的湍应力和其它能够影响海水流动的因素，则这种水平压强梯度力与科氏力取得平衡时的定常流动，称为地转流。

地转流

地转方程及其解

3.1.1近似与假设：

大洋中部，远离海岸，不受陆界干扰。

风力很小，不予考虑。

不考虑海水的湍应力。

T=0

压强梯度力作用：

水平方向运动，与科氏力达到平衡

定常：

设等压面仅沿x轴倾斜、与等势面有夹角B

3.1.2运动方程

上述运动方程的适用条件：

不考虑海水湍应力：

定常流动：

海面倾斜，设沿x轴：

比g和压力项小得多，可略去

于是：

3.1.3求解：

由第一式得

结合第三式得

3.1.4讨论

1地转流的流向

上述情况中，地转流向沿y轴方向，且在等压面与等势面的交线上流动。

在北半球垂直于压强梯度力指向右方，当观测者顺流而立时，右侧等压面咼，左侧低。

即等压面自左下方向右上方倾斜。

2密度流、倾斜流

在整个海洋中由内压场与外压场导致的地转流却具有其特定的分布形式。

密度流：

由内压场导致之地转流，一般随深度的增加流速逐步减小，直到等压面与等势面平行的深度上流速为零；

其流向也不尽相同，有时称其为密度流。

倾斜流：

由外压场导致的地转流，自表层至海底

（除海底摩擦层外），流速流向相同，有时称其为倾斜流。

然而在实际海洋中，地转流往往是在总压场作用下引起的。

3地转流场与温度场、盐度场之间的关系

海水密度，特别在大洋上层，其水平分布主要由温盐决定，因此等密面的倾斜方向通常与等温面和等盐面的倾斜方向相同，从而与等压面的倾斜方向相反。

实际工作中常常可以根据等温面（线）或等盐面（线）的倾斜方向定性地推知地转流的方向。

地转流的动力计算

3•地转流的动力计算

动力［计算］方法：

基于地转平衡关系计算

地转流的方法。

1计算公式：

略

2参考（零）面的选取：

322卫星遥感反演：

四、风海流-考虑摩擦的定常运动

厄克曼无限深海漂流理论

4.1.1基本假定：

1水深无限、海面广阔：

不考虑底摩擦、边界。

2海水密度均匀：

p为常数。

3稳定风长时间作用于北半球海面：

4海面（等压面）是水平的：

正压

5不考虑科氏力随纬度的变化：

f-平面近似

6只考虑铅直向湍流导致的水平切应力，且kz

为常量。

由上述假定可知

排除了地转流的水平压强梯度力，排除了海洋陆地边界的影响，仅是由风应力通过海面，借助于水平湍切应力向深层传递动量而引起的海水的运动，在运动过程中同时受到科氏力的作用，当湍切应力与科氏力取得平衡时，处于稳定状态的海流。

简言之：

仅考虑风应力与科氏力取得平衡时海水流动的稳定状态。

运动方程、边界条件及解

421运动方程简化为（厄克曼方程）

422边界条件

1海面：

风只沿y轴吹

2海底无限深

4.2.3解的讨论

1风沿y方向吹，不单是y方向有流。

x方向也有分量。

2流速：

速率值VOexp（az），随深度z的增大而指数地

减小

3流向：

辐角（45°

+az）,随深度z而变化

4在海面：

z=0:

1）速率为V0;

2）流向偏于风向之右45°

5深度增大时，当z=-n/a时

1）速率:

只有海面速率的％

2）流向：

（45°

+az）=（45°

-n）=-135°

恰与表面流向相反

6摩擦深度

有经验关系W为风速

7厄克曼螺旋线：

厄克曼漂流流速的矢量端点在空间所构成的垂向螺旋形曲线。

摩擦深度

依SI定义厄克曼深度为

浅海风海流

4.2.1水深越浅，流速矢量越趋近于风矢量方向

4.2.2水深h为摩擦深度之半时，已相似于无限深海。

4.2.3理论计算表明，当h/D>

2时，可视为无限深海。

浅海风海流的基本特征

风海流体积运输

上升流与下降流

上升流是指海水从深层向上涌升。

下降流是指海水自上层下沉的铅直向流动。

实际的海洋是有界的，且风场也并非均匀与稳定。

因此，风海流的体积运输必然导致海水在某些海域或岸边发生辐散或辐聚。

由于连续性，又必然引起海水在这些区域产生上升或下沉运动，继而改变了海洋的密度场和压力场的结构，从而派生出其它的流动。

有人把上述现象称为风海流的副效应。

风海流副效应：

上升流与下降流由风海流副效应引起的辐散与辐聚现象

与岸平行的风形成的上升流与下降流

由于南北半球科氏力反向，跨赤道的信风也将引起上升流

北半球不均匀风场中表层辐散辐聚与气旋式风

场中的上升流

风海流引起的一种近岸流系模型

4.5惯性流

当驱动风海流的风停息或者风海流流出该风区之后，原由定常风所维持的漂流便成了依惯性而自由的流，其质点的加速度与科氏力及湍流摩擦力达成平衡。

若不考虑摩擦力，则运动方程为

容易导出,显见对固定地点（xo,yo），流速矢量端点的轨迹是一个圆，即水质点沿半径

为r的圆周匀速运动。

该圆称为惯

性圆，相应的流称为惯性流。

速率

半径

五、世界大洋环流和水团分布

世界大洋环流

风生环流：

世界大洋上层环流的总特征可以用风生环流理论加以解释。

热盐环流：

由温、盐变化引起的环流常被称为热盐环流，相对而言，它在大洋中、下层占主导地位。

5.1.1风生大洋环流

1948年，斯托梅尔（）就根据海面上风应力并考虑到铅直湍流摩擦力及科氏力等的平衡关系进行了研究。

科氏参量随纬度的变化是引起洋流西向强化的

主要原因

5.1.2热盐环流

由风驱动形成的风生环流，主要表现在大洋的上层。

由温、盐变化引起的环流常被称为热盐环流，相对而言，它在大洋中下层占主导地位。

热盐环流相对风生环流而言其流动是缓慢的，但它是形成大洋的中下层温、盐分布特征及海洋层化结构的主要原因。

可以说它具有全球大洋的空间尺度。

根据等密面上的温盐结构分析，可以确定由热盐作用引起的海水运动情况。

由于大洋深处海水的

温盐等特性取决于其源地的特性及其在运动过程中与周围海水混合的情况，因此可以追踪其源地的主要特性的分布与趋向，借以推断环流的运动与分布情况。

这种方法称为核心层分析法。

地中海溢流、南极中层水的追踪

根据海水性质的分析，世界大洋深处的海水主要是由表层海水下沉而形成的，其主要源地是北大西洋的格陵兰海、挪威海和南极大陆边缘的威徳尔海、罗斯海等。

以往人们曾认为由热盐作用所形成的大洋深处环流的速度是很小的（每天几毫米），但近年来观测表明，并非所有深层环流速度都很缓慢。

5.1.3世界大洋环流分布

1世界大洋上层主要水平环流

世界大洋上层环流的总特征可以用风生环流理论加以解释

1）太平