第五篇海洋环流.docx

1、第五篇海洋环流第五章：海洋环流1、海流：是指海水大规模相对稳固的流动，是海水重要的普遍运动形式之一。海流一般是三维的，适应上常把海流的水平运动分量狭义的称为海流，其铅直分量单独命名为上升流、下降流。2、海洋环流：一般是指海域中的海流形成首尾相接的相对独立的环流系统或流旋。一、海流的成因及表示方式（一）成因：海流的产生有两个最大体的原因：1、受海面上的风力驱动，形成风海流，也叫漂流；2、海水的温、盐转变，引发密度散布转变，形成热盐环流，也叫密度流。（二）海流的分类：1、成因不同：风海流、热盐环流2、受力情形不同：地转流、惯性流3、发生的区域不同：洋流、陆地流、赤道流、东西边界流等（三）海流的表示

2、方式1、拉格朗日方式2、欧拉方式（常常利用）海流流速单位：m/s流向（指海水流去的方向）以地理方位角表示：北0；东90；南180；西270。流向与风向的概念恰恰相反，风向指风吹来的方向。二、海流运动方程海水的各类运动都是在力的作用下产生的，其运动规律同其他物体的运动规律一样，遵循牛顿运动规律和质量守恒定律。作用在海水上的力有多种，归纳起来分为两大类：1、引发海水运动的力：重力、压强梯度力、风应力、引潮力等；2、有海水运动后所派生出来的力：地转偏向力（科氏力）、摩擦力等。（一）重力在海洋学中，把重力加速度是为常量，取为9.80米每平方米。对于静态的海洋，重力处处与海面垂直，现在海面称为海平面。处

3、处与重力垂直的面也称为水平面。从一个水平面逆重力方向移动单位质量物体到某以高度所作的功叫做重力位势。连接位势相等的面称为等势面。静态海洋的表面是个等势面。两个等势面之间的距离称为位势差。（二）压强梯度力压强梯度力：单位质量海水所受静压力的合力。他与等压面垂直，且指向压力减小的方向。（公式）在静态海洋中，当海水密度为常熟或只是深度的函数时，海洋中的压力的转变也只是深度的函数，现在海洋中的等压面必然是水平的，即与等势面平行，这种压力场称为正压场。当海水密度不为常数，专门是在水平方向上存在明显不同时，现在等压面向对于等势面将会发生倾斜，这种压力场称为斜压场。由海水中密度不同形成的斜压场，称为内压场。

4、由于海洋外部原因（如风、降水等）引发海面倾斜所产生的压力场称为外压场。外压场叠加在内压场之上，一路称为总压场。在斜压场的情形下，海水质点所受的重力与压强梯度力已不能平衡，由于等压面的倾斜方向是任意的，所以压强梯度力一般与重力方向不在同一直线上。因为海洋常常处在斜压状态，所以压强梯度力水平分量也就常常存在，虽然它的量级很小，但由于海水本身是流体，在水平方向上极小的力也会引发流动，他因此成了引发海水运动的重要作使劲。两等压面之间海水密度越大，则铅直距离越小，反之亦成立。（三）地转偏向力（科氏力）由于地球自转（自西向东），运动的海水将受到因此而产生的惯性力的作用，使海水的运动方向发生偏转。那个使水质

5、点运动方向发生改变的惯性力叫做地转偏向力，也称为科氏力。（公式）科氏力的大体性质：1、只有当物体相对于地球运动时才产生，静止时的物体不受科氏力的影响；2、若是人们沿物体运动的方向看，在北半球他垂直指向物体运动方向的右方，在南半球恰恰相反，即指向左方；3、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度；（引发方向与运动物体的方向垂直）4、科氏力的量值与物体运动的速度级地球纬度的正弦成正比，在赤道上为0。注：f为常数的平面称为f平面，适应于小范围海域； f随纬度线性转变的平面称平面，适应于大范围海水运动时。（四）摩擦力两层流体产生相对应运动时，在其界面上将产生切应力。切应力：两层流体作相对

6、运动时，由于分子粘滞性，在其界面上产生的一种切向作使劲。单位体积的海水受到那个切应力的合力，称为海水的分子摩擦力。海水的运动常具有湍流的性质，在湍流情形下，伴随着水块运动（将产生动量互换），所以在界面上也产生切应力，此即由湍流引发的摩擦力。（五）、持续方程所谓持续方程实质上是物理学中值量守恒定律在流体中的应用。质量持续方程，描述质量转变与体积转变之间的关系。（六）边界条件研究海洋环流时，通常考虑以下几种边界：与海岸、海底的固体边界；与大气之间的流体边界。它们组成与海水之间的不持续面，在运用方程讨论海水运动时应附以边界条件。三、地转流（一）地转流方程及其解若不考虑海水（的湍应力和）其他影响海水流

7、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。（方程）设等压面只沿直角坐标系的x轴方向倾斜，他与等势面的夹角为， 则地转流方程为：他与等压面倾角的正切成正比，与科氏参量f成反比，在赤道处，f=0，此式不适应。上述情形下，对转流沿y轴方向，且在等压面与等势面的交线上流动。在北半球，垂直与压强梯度力指向右方（即偏离与压强梯度力的右方90），当观测着顺流而立时，右边等压面高，左侧低，即等压面自左下方向有上方倾斜，在南半球则与之恰恰相反。在整个海洋中，由内压场与外压场致使的地转流具有其特定的散布形式。由内压场致使的地转流，一般随深度的增加流速慢慢减小，直到等压面与等势面平行的

8、深度上流速为0；起流向也不尽相同，有时称其为密度流。由外压场致使的地转流，海水的密度均匀，等压面的倾角不随纬度转变，称其为倾斜流，为常量，是地转流的特殊情形。（二）地转流场与密度场、质量场之间的关系取两层密度不同的海水，设上基层海水密度别离为1与2，且21。在海水静止时，其界面应该是水平的。但是当上基层海水别离以流速v1与流速v2流动时，则界面会发生倾斜。设其相对x于轴的倾角为，另外设等压面也只在x轴方向上倾斜，上下两层海水等压面的倾角别离为1与2，海水只在轴方向上流动。由上可知：只有当，即上两层海水的动量相等时，界面才是水平的，这在大洋上层一般难以知足，因此，等密面一般是倾斜的，不过赤道例外

9、，等密面的倾角要比等压面的倾角大得多，一般为等压面倾角的102103倍。实际海洋中的地转流流速，一般是上层大于基层，说明等压面与等密面相对x轴倾斜方向相反。当上层流速大于基层流速时，咱们顺流而立，则北半球，密度小的海水在右边，密度大的海水在左侧，等压面自左向右上倾斜，在南半球则相反。海水的密度，专门是在大洋上层，其散布主要由温度决定，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，而与等势面的倾斜方向相反。四、风海流（一）埃克曼无穷深海漂流理论大体假定一、在北半球稳固的风场长时刻作用在无穷广漠、无穷深海的海面上，海水密度均匀，海面（等压面）势水平的；二、不考虑科氏力随纬度的转变；3、只

10、考虑由铅直湍流致使的水平湍流切应力（摩擦力），且假定铅直湍流粘滞系数为常量。上述条件下，当海流稳固时，湍流切应力与科氏力取得平衡。（结合书上的公式看结论）深海漂流流速随深度的转变 在海面（z=0），流速为V0，由式（5-35）可见它与海面上风应力成正比，同时也与湍流滞系量和地理纬度有关。合成流向与x轴的夹角为45，或说右偏于风矢量方向45；当深度增大时（z0），流速迅速减小，流向相对风矢量逐渐右偏；在z=-/a的深度上，流速=，只有表面流速的%；流向（45+az）=-135，恰与表面流向相反。可见抵达那个深度上流动已可忽略不计了。通常称z=-/a那个深度称为摩擦深度，用D表示。联结各层流矢量端

11、点上的线，称为埃克曼螺旋线。（二）浅海风海流的大体特征水深越浅，从上层到基层的流速矢量越是趋近风矢量的方向。当h/D2时，则可作为无穷深海的情形处置（三）风海流的体积运输无穷深海漂流的体积运输只在x方向上存在，也就是说，在北半球海水的体积运输方向与风矢量垂直，且指向右方，在南半球则相反。浅海风海流的体积运输在x与y轴方向上都存在，其运输方向偏离风矢量的角度小于90，且水深越浅，偏角越小。（四）风海流的副效应海洋是有界的，且风场也并非均匀与稳固，因此，风海流的体积运输必然致使海水在某些海域或岸边发生辅散或辅聚，从而引发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

12、生出其他的流动，上述现象称为风海流的副效应。由无穷深海风海流的体积运输可知，与岸平行的风能致使岸边海水最大的辐散和辐聚，从而引发表层海水的下沉或基层海水的涌升；而与岸垂直的风则不能。对浅海而言，与岸线成必然角度的风，其与岸线平行的分量也可引发类似运动。如：1、秘鲁沿岸为东南信风，由于漂流的体积运输使海水离岸而去，因此基层海水涌升到海洋上层，形成了世界上出名的上升流区。上升流将营养盐不断的带到海洋表层，有利于生物反之，所以上升流去往往是出名的渔场。如秘鲁近岸就是出名的渔场。2、在赤道周围海域，由于信风跨越赤道，引发赤道表层海水的辐散，形成上升流。3、由于风场的不均匀也可产生下降流。表层海水的辐散

13、与辐聚与风应力的水平涡度有关，大洋上空的气旋与反气旋也能引发海水的上升与下沉，如台风（热带气旋）。（五）近岸流的大体特征在比较峻峭的近岸，若是水深大于摩擦深度的两倍，当风沿岸边吹时，则近岸海流自表至地可能存在三层结构：表层流、中层流和底层流。一、表层流：包括由风直接引发的纯漂流（它的厚度在摩擦深度范围内）和由于漂流致使的海水体积运输所造成的海面倾斜，形成的倾斜流。二、中层流：单纯的倾斜流。3、底层流：在底摩擦层内的流动，称为底层流，他是由于倾斜流受到海底摩擦而形成的。五、世界大洋环流和水团散布（一）风生大洋环流一、早在1948年，斯托梅尔就按照海面上风应力并考虑到铅直湍应力及科氏力的平衡关系进

14、行了研究，得出了如下结论：假定大洋为等深矩形，位于赤道一侧，风应力随纬度的转变而转变。1)当科氏力为0时，（即只考虑风应力与湍切应力平衡事的海流情形）流线都是对称的；2)当科氏力为常数时，情形与上相似；3)考虑到科氏力随纬度转变而转变时，所得流线型与上不同，即大洋西岸流线密集、流速大；而大洋东岸，流线稀疏、流速小。这种现象被称为洋流西向强化。科氏参量随纬度的转变率是引发洋流西向强化的主要原因。北太平洋的黑潮，北大西洋的湾流和印度洋的莫三比克海流均表现了这种西向强化的明显特征，即流幅宽、流速加速。二、蒙克（）等人又考虑了均质大洋边界侧向摩擦力的作用，视北太平洋为三角形大洋。它与北太平洋实测海流矢

15、量流线图很是相似，也指出了大洋环流的纬向散布与海面上平均风场纬向散布相应。（二）热盐环流由风驱动形成的风生环流，主要表此刻大洋的上层。由温、盐转变引发的环流常被称为热盐环流。相对而言，他在大洋中基层占主腹地位。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基层温盐散布特征及海洋层化结构的主要原因。描述热盐环流的一种较为简单的模型是：表层海水带着自己的特性沿等密面下沉。（三）世界大洋环流和水团散布世界大洋上层环流的总特征：（1）太平洋与大西洋的环流：在南北半球都存在一个与副热带高压对应的庞大反气旋式大洋环流（北半球为顺时针，南半球为逆时针）；在它们之间为赤道逆流；两大洋北半球的西边

16、界流（在大西洋称为湾流，在太平洋为黑潮）都超级壮大，而南半球的西边界流（巴西海流与东澳海流）则较弱；北太平洋与北大西洋沿洋盆西侧都有来自北方的寒流；在主涡旋北部有一小型气旋式环流。（2）印度洋：南部的环流型，在总特征上与南太平洋和南大西洋的环流型相似，而北部则为季风型环流，东夏两半年环流方向相反。（3）在南半球的高纬海区，与西风带相对应为一支壮大的自西向东绕极流。（4）在靠近南极大陆沿岸存在一支自东向西的绕极风生流。一、赤道流系：与南半球信风带对应的别离为西向的南赤道流与北赤道流，亦称信风流。这是两支比较稳固的由信风引发的风生漂流，他们是南北半球庞大气旋式环流的一个组成部份。在南北信风流之间与

17、赤道无风带相对应是一支向东运动的赤道逆流。赤道流的特征：高温、高盐、高水色、透明度大（营养盐含量低、浮游生物不易繁衍）赤道逆流的特征：高温、低盐（降水充沛）、水色透明度相对较低（与北赤道流之间存在海水辐散上升运动，把低温而高营养盐的海水向上运输，使水质肥沃）二、上层西边界流：是指大洋西侧洋大陆坡从低纬向高纬的流。包括：太平洋的黑潮与东澳流，大西洋的湾流与巴西流和印度洋的莫桑比克流。他们都是南北半球主要反气旋式环流的一部份，也是南北赤道流的延续。因此与近岸海水相较，具有赤道流的高温、高盐、高水色和透明度大等特征。3、西风漂流：与南北半球盛行西风带相对应的是自西向东的强盛的西风飘流，即北太平洋流、

18、北大西洋流和南半球的南极绕极流。他们别离也是南北半球反气旋式大环流的组成部份。其界限是：向极一侧以极地冰区为界；向赤道一侧到副热带辐聚区为止。期一路特点是：在西风漂流区存在着明显的温度经线方向梯度，这一梯度明显的区域称为大洋极锋。极风双侧水文和气候状况有明显不同。4、东边界流：大洋的东边界流有：太平洋的加利福尼亚流、秘鲁流；大西洋的加那利流、本格拉流；印度洋的西澳流。因为他们从高纬流向低纬，因此都是寒流，同时都处在大洋东边界，故称东边界流。与西边界流相较，其特点为：流幅宽广、流速小、影响深度浅、寒流、水色低、透明度小、干旱少雨。上升流是东边界流海区的一个重要海洋水文特征。这是由于信风几乎常年沿

19、岸吹，而且风速散布不均，即近岸小、海面上大，从而造成海水离岸运动所致。（上升流去往往是良好渔场。）5、极地环流北冰洋中的环流：从大西洋进入的挪威流及一些沿岸流。南极海区环流：一支自东向西绕南极大陆边缘的小环流，称为东风环流。极地海区的一路特点：几乎终年或大多数时刻由冰覆盖，结冰与融冰进程致使全年水温、盐度较低，形成低温低盐的表层水。6、副热带辐聚区的特点：在南北半球反气旋式大环流的中间海域，流向不定，因季节转变而别离受西风漂流与赤道流的影响，一般流速甚小。由于它在反气旋大环流中心，表层海水辐聚下沉，称为副热带辐聚区。他把大洋表层沿度最大、溶解氧含量较高的温暖表层水带到表层一下，形成次表层水。该

20、区内的天气干燥而晴朗，风力微弱，海面比较安静。由于海水辐聚下沉，悬浮物质少，因此具有大洋中最高的水色和最大的透明度，也是世界大洋中生产力最低的海区，故有“海洋沙漠”之称。大洋表层以下的环流1、大洋表层以下的环流以经线方向为主，其散布的深度主要取决于海水的密度，因此以热盐效应为主导作用。2、大洋表层以下与大洋主温跃层以上的海水称为次表层水（与表层水一路称为暖水区），是由副热带海域（两半球反气旋式大洋环流中间）的表层水下沉形成。3、冷水区的环流：指大洋主温跃层以下与极风向极一侧水域内的环流，包括：中层水、深层水、底层水。世界大洋水团世界大洋中存在着五个大体水层，即大洋暖水区的表层水、次表层水；大洋冷水区中的中层水、深层水和底层水。