1、第五講海洋環(huán)流一、概述1.1海流:大規(guī)模相對(duì)穩(wěn)定的海水的流動(dòng)。（洋流）1.2海洋環(huán)流：大洋環(huán)流，海區(qū)的環(huán)流1.3海流的成因1.3.1外部的原因：風(fēng)生海流1.3.2內(nèi)部的原因 內(nèi)部壓力場(chǎng)：海水密度分布不均勻；增減水 海水連續(xù)性：補(bǔ)償流1.4海流的分類和命名1.4.1依受力及成因分：風(fēng)海流、傾斜流；熱鹽環(huán)流1.4.2依溫度特征分：暖流、寒流1.4.3依區(qū)域特征分：陸架流、赤道流、西邊界流1.4.4依所在層次分：表層流、潛流、中層流、深層流1.4.5注意：流向指流去的方向，與風(fēng)有區(qū)別研究意義：國(guó)防、航運(yùn)、漁業(yè)、氣候1.5歐拉方法和拉格朗日方法:1.5.1拉格朗日方法：跟蹤水質(zhì)點(diǎn)，研究其時(shí)間變化。可用

2、漂流瓶、中性浮子、浮標(biāo)、示蹤劑等追蹤流跡。1.5.2歐拉方法：描述或測(cè)量空間點(diǎn)處流的情況。依各點(diǎn)處流速的大小方向，描述流場(chǎng)。二、描述海流運(yùn)動(dòng)的有關(guān)方程簡(jiǎn)介2.1運(yùn)動(dòng)方程2.1.1單位質(zhì)量海水的運(yùn)動(dòng)方程：ma=Fd/-2du77dvdzdwdT2.1.2重力和重力位勢(shì)重力:單位質(zhì)量物體所受的重力，與重力加速度量值相等。g與地理緯度,水深z有關(guān)。在海面z=0，赤道與極地,g=0.052m/s2在=45。處，海面與深萬(wàn)米處，g=0.031m/s2亞力的鬲閔g二（9.806162.5928x10Pcos2h-6.9x10心（2-3.（186xlz）nV一般取g=9.80m/s2，視為常量。重力位勢(shì)：海

3、平面：靜態(tài)海洋，海面處處與重力垂直。水平面：處處與重力垂直的面。可以有多個(gè)重力位勢(shì)：從一個(gè)水平面逆重力方向移動(dòng)單位質(zhì)量物到某一高度所做的功，即=gdz(kgQn/s2)等勢(shì)面：位勢(shì)相等的面。靜態(tài)海面(海平面)也是一個(gè)等勢(shì)面；不同深度的水平面，各是一個(gè)等勢(shì)面。位勢(shì)差的量度一一位勢(shì)米、位勢(shì)高度、位勢(shì)深度A.位勢(shì)米(gpm):不同等勢(shì)面之間的位勢(shì)差d(gpm)=gdz/9.8I2l/(gpm)=Iz1z2l/(m),位勢(shì)差可用深度差表示。B位勢(shì)高度：由下等勢(shì)面向上計(jì)算的位勢(shì)差。C位勢(shì)深度：由上等勢(shì)面向下計(jì)算的位勢(shì)差。D.注意：嚴(yán)格說(shuō)：因g=9.8，故Id21工11-z2I;但實(shí)用時(shí)，為同處，z1與z

4、2差別不會(huì)超萬(wàn)米，故近似相等。動(dòng)力米、動(dòng)力高度、動(dòng)力深度是傳統(tǒng)動(dòng)力海洋學(xué)中的術(shù)語(yǔ)。按SI應(yīng)廢止，應(yīng)相應(yīng)改為位勢(shì)米、位勢(shì)高度、位勢(shì)深度。2.1.3壓強(qiáng)梯度力、海洋壓力場(chǎng)等壓面：海洋中壓力處處相等的面，如海面、海壓為0流體靜力學(xué)方程：在海面以下-z深度處的壓力為寫成微分形式海洋靜止海水無(wú)運(yùn)動(dòng)時(shí)1）當(dāng)海水密度鳳為常數(shù)時(shí)，壓力P僅與水深有關(guān)（g視為常數(shù)）2）當(dāng)海水密度図僅是深度的函數(shù)時(shí)，壓力P也僅與深度有關(guān)上述1）、2）表明：海洋中等壓面必然是水平的面，此即“正壓場(chǎng)”壓強(qiáng)梯度力：正壓與斜壓1dp當(dāng)海水密度不為常數(shù)，特別在水平方向上存在明顯差異時(shí)，或者由于外部的原因使等壓面相對(duì)于等勢(shì)面發(fā)生傾斜時(shí)，等壓面

5、與等勢(shì)面斜交，這種壓力場(chǎng)稱為斜壓場(chǎng)。yapycrvic黑撕加：事力們前用廿的氐Rjfa的踴數(shù).H函探13改生而液姿”正壓場(chǎng)制土場(chǎng)匸刃饑;耳弭廿剛冷卑壓些尋Swin：壓趾只與該*8之上的*WOCLfNlCCONDiriOFiS在斜壓場(chǎng)中，壓強(qiáng)梯度力與重力方向不在一條直線上，分解為x,y,z三個(gè)方向上:丄竺pin壓強(qiáng)梯度力水平分量將導(dǎo)致海水運(yùn)動(dòng)內(nèi)壓場(chǎng)、外壓場(chǎng)、總壓場(chǎng)1）內(nèi)壓場(chǎng)：由海洋內(nèi)部密度差異形成的斜壓場(chǎng)。其特點(diǎn)：上層斜壓性強(qiáng)；隨深度增加，斜壓性減弱至某一深度，等壓面與等勢(shì)面基本平行。2）外壓場(chǎng)：外因（風(fēng)、徑流、降水）引起海面傾斜所產(chǎn)生的壓力場(chǎng)。3）總壓場(chǎng)：內(nèi)壓場(chǎng)與外壓場(chǎng)疊加在一起。海洋實(shí)際多是

6、如此。2.1.4地轉(zhuǎn)偏向力（科氏力）地球自轉(zhuǎn)及其效應(yīng)：不同緯度、轉(zhuǎn)動(dòng)線速度不同赤道一464m/s；30402m/s;60232m/s;90Om/s科氏力的三個(gè)分量:cos(pDu鉛直速度4可忽略二2rwsinpDv2cos卩血令/二2如in（科氏參量）JWvfy=護(hù)ufz2/jmsp-通常也忽略，因?yàn)楸葏鸬牧炕〉面?Nb科氏力的基本性質(zhì)只有當(dāng)物體相對(duì)于地球運(yùn)動(dòng)時(shí)才會(huì)產(chǎn)生。在北半球，它垂直指向物體運(yùn)動(dòng)的右方；南半球則向左?？剖狭χ荒芨淖兾矬w的運(yùn)動(dòng)方向，而不能改變物體運(yùn)動(dòng)的速率。科氏力的量值與物體運(yùn)動(dòng)速度及地理緯度的正弦(sin)成比例。分析海洋環(huán)流諸力，科氏力的量級(jí)與壓強(qiáng)梯度力等相當(dāng)，雖然小，

7、須考慮。f-平面與b-平面f-平面：研究海區(qū)跨緯度少，f可視為常量b-平面：科氏力隨緯度的變化f隨緯度線性變化的平面，稱為B-平面2.1.5切應(yīng)力定義：兩層流體相對(duì)運(yùn)動(dòng)，因粘滯使界面產(chǎn)生切向作用力dVTUd/i單位體積海水所受切應(yīng)力的合力，在x方向上為單位質(zhì)量海水的切應(yīng)力：取卩為常量則rFr,U.作用于立方當(dāng)上的切應(yīng)力q湍流狀態(tài)、各方向速度有梯度：?jiǎn)挝毁|(zhì)量海水所受應(yīng)力合力的三個(gè)分量三個(gè)方向皆有速度梯度，三個(gè)方向的湍流粘滯系數(shù)k不同，kxHkyHkz丸，且均不為常量2.1.6引潮力等：留待“潮汐”一章再講2.1.7運(yùn)動(dòng)方程的綜合形式drdudV+2cwsinfflUP+“+dtpdV1di)tl

8、l=2a)sin鴨也+打+dtpdydw1dp宀宀fitycos訓(xùn)玉一g+君了+dtp82f方程右端項(xiàng)太多，太復(fù)雜求解1方程不閉合2.1.8三、地轉(zhuǎn)流一一不考慮摩擦的定常流在水平壓強(qiáng)梯度力的作用下，海水將在受力的方向上產(chǎn)生運(yùn)動(dòng)。與此同時(shí)科氏力便相應(yīng)起作用，不斷地改變海水流動(dòng)的方向，直至水平壓強(qiáng)梯度力與科氏力大小相等方向相反取得平衡時(shí)，海水的流動(dòng)便達(dá)到穩(wěn)定狀態(tài)。若不考慮海水的湍應(yīng)力和其它能夠影響海水流動(dòng)的因素，則這種水平壓強(qiáng)梯度力與科氏力取得平衡時(shí)的定常流動(dòng)，稱為地轉(zhuǎn)流。地轉(zhuǎn)流-、PressunegradtemCoriolis3.1地轉(zhuǎn)方程及其解3.1.1近似與假設(shè)：大洋中部，遠(yuǎn)離海岸，不受陸界

9、干擾。風(fēng)力很小，不予考慮。不考慮海水的湍應(yīng)力。T=0壓強(qiáng)梯度力作用：水平方向運(yùn)動(dòng)，與科氏力達(dá)到平衡定常:設(shè)等壓面僅沿x軸傾斜、與等勢(shì)面有夾角B3.1.2運(yùn)動(dòng)方程1p0=h2cosin訶Dvp方兀gp0=2cdsinDmpjy0+2qcosjpJu-gp02上述運(yùn)動(dòng)方程的適用條件:不考慮海水湍應(yīng)力:定常流動(dòng):dudvdwdtdtdt海面傾斜，設(shè)沿x軸:j=2qcos如比g和壓力項(xiàng)小得多，可略于是:o-丄+2咖n卿pdx0-2sinMu=00二丄些g0023.1.3求解：由第一式得_1dp_1dp2/?zsindxpfdx昱tg0結(jié)合第三式得3.1.4討論 地轉(zhuǎn)流的流向上述情況中，地轉(zhuǎn)流向沿y軸方

10、向，且在等壓面與等勢(shì)面的交線上流動(dòng)。在北半球垂直于壓強(qiáng)梯度力指向右方，當(dāng)觀測(cè)者順流而立時(shí)，右側(cè)等壓面咼，左側(cè)低。即等壓面自左下方向右上方傾斜。 密度流、傾斜流在整個(gè)海洋中由內(nèi)壓場(chǎng)與外壓場(chǎng)導(dǎo)致的地轉(zhuǎn)流卻具有其特定的分布形式。密度流：由內(nèi)壓場(chǎng)導(dǎo)致之地轉(zhuǎn)流，一般隨深度的增加流速逐步減小，直到等壓面與等勢(shì)面平行的深度上流速為零；其流向也不盡相同，有時(shí)稱其為密度流。傾斜流：由外壓場(chǎng)導(dǎo)致的地轉(zhuǎn)流，自表層至海底（除海底摩擦層外），流速流向相同，有時(shí)稱其為傾斜流。然而在實(shí)際海洋中，地轉(zhuǎn)流往往是在總壓場(chǎng)作用下引起的。 地轉(zhuǎn)流場(chǎng)與溫度場(chǎng)、鹽度場(chǎng)之間的關(guān)系海水密度，特別在大洋上層，其水平分布主要由溫鹽決定，因此等密

11、面的傾斜方向通常與等溫面和等鹽面的傾斜方向相同，從而與等壓面的傾斜方向相反。實(shí)際工作中常?？梢愿鶕?jù)等溫面（線）或等鹽面（線）的傾斜方向定性地推知地轉(zhuǎn)流的方向。3.2地轉(zhuǎn)流的動(dòng)力計(jì)算3.2.1地轉(zhuǎn)流的動(dòng)力計(jì)算動(dòng)力計(jì)算方法：基于地轉(zhuǎn)平衡關(guān)系計(jì)算地轉(zhuǎn)流的方法。 計(jì)算公式：略 參考（零）面的選取：略322衛(wèi)星遙感反演:水潰反演資料反演w高度計(jì)反演四、風(fēng)海流-考慮摩擦的定常運(yùn)動(dòng)4.1厄克曼無(wú)限深海漂流理論4.1.1基本假定： 水深無(wú)限、海面廣闊：不考慮底摩擦、邊界dVdt二0 海水密度均勻：p為常數(shù)。 穩(wěn)定風(fēng)長(zhǎng)時(shí)間作用于北半球海面: 海面（等壓面）是水平的：正壓 不考慮科氏力隨緯度的變化：f-平面近似

12、只考慮鉛直向湍流導(dǎo)致的水平切應(yīng)力，且kz為常量。由上述假定可知排除了地轉(zhuǎn)流的水平壓強(qiáng)梯度力，排除了海洋陸地邊界的影響，僅是由風(fēng)應(yīng)力通過(guò)海面，借助于水平湍切應(yīng)力向深層傳遞動(dòng)量而引起的海水的運(yùn)動(dòng)，在運(yùn)動(dòng)過(guò)程中同時(shí)受到科氏力的作用，當(dāng)湍切應(yīng)力與科氏力取得平衡時(shí)，處于穩(wěn)定狀態(tài)的海流。簡(jiǎn)言之：僅考慮風(fēng)應(yīng)力與科氏力取得平衡時(shí)海水流動(dòng)的穩(wěn)定狀態(tài)。4.2運(yùn)動(dòng)方程、邊界條件及解421運(yùn)動(dòng)方程簡(jiǎn)化為（厄克曼方程）卜月20=2(sin+-pdz0二-2(2)sin(fiu+p5z422邊界條件海面：風(fēng)只沿y軸吹海底無(wú)限深uVQ4.2.3解的討論風(fēng)沿y方向吹，不單是y方向有流。x方向也有分量流速：速率值VOexp（a

13、z），隨深度z的增大而指數(shù)地減小 流向：輻角（45az），隨深度z而變化 在海面：z=0:1）速率為V0；2）流向偏于風(fēng)向之右45深度增大時(shí)，當(dāng)z=-n/a時(shí)1）速率:exp(az)-人exp(兀)二0:43只有海面速率的4.3%2）流向：（45az）與表面流向相反(45n)=-135摩擦深度D=拜/a=/po)sm有經(jīng)驗(yàn)關(guān)系Z)4.W(sm遼W為風(fēng)速 厄克曼螺旋線：厄克曼漂流流速的矢量端點(diǎn)在空間所構(gòu)成的垂向螺旋形曲線摩擦深度Z）=一-7rJk/心sin|qat/i3exp宓）=l/cexp（觀）=0.043依SI定義厄克曼深度為D7T4.2淺海風(fēng)海流421水深越淺，流速矢量越趨近于風(fēng)矢量方向

14、422水深h為摩擦深度之半時(shí)，已相似于無(wú)限深海。423理論計(jì)算表明，當(dāng)h/D2時(shí)，可視為無(wú)限深海。淺海風(fēng)海流的基本特征.A=0.25D平面投臺(tái)pKoy（）DTyudz=二二4.3風(fēng)海流體積運(yùn)輸2a逅冗2ft?/?sin二J00Myvdrr04.4上升流與下降流上升流是指海水從深層向上涌升。下降流是指海水自上層下沉的鉛直向流動(dòng)。實(shí)際的海洋是有界的，且風(fēng)場(chǎng)也并非均勻與穩(wěn)定。因此，風(fēng)海流的體積運(yùn)輸必然導(dǎo)致海水在某些海域或岸邊發(fā)生輻散或輻聚。由于連續(xù)性，又必然引起海水在這些區(qū)域產(chǎn)生上升或下沉運(yùn)動(dòng)，繼而改變了海洋的密度場(chǎng)和壓力場(chǎng)的結(jié)構(gòu)，從而派生出其它的流動(dòng)。有人把上述現(xiàn)象稱為風(fēng)海流的副效應(yīng)。風(fēng)海流副效應(yīng)

15、：上升流與下降流由風(fēng)海流副效應(yīng)引起的輻散與輻聚現(xiàn)象WJL5I1#T*WAmiSUVllUmWWLJ與岸平行的風(fēng)形成的上升流與下降流由于南北半球科氏力反向，跨赤道的信風(fēng)也將引起上升流JIflJtfotI、fnoStt北半球不均勻風(fēng)場(chǎng)中表層輻散輻聚與氣旋式風(fēng)場(chǎng)中的上升流EquatorialUnder*(100m)currentSS運(yùn)表層輸運(yùn)11SoulhEQU3iori3iCutrentGeogf8phtcsijvequatorrt“/jIk-100mI(330It)$lLJ全球上升流分布圖*!4艸-M+T-G-4-i0H4IIp悄、*憶W29風(fēng)海流引起的一種近岸流系模型、表層流票曲漢-：結(jié)海用:

16、晟訊衛(wèi):由風(fēng)向4.5慣性流當(dāng)驅(qū)動(dòng)風(fēng)海流的風(fēng)停息或者風(fēng)海流流出該風(fēng)區(qū)之后，原由定常風(fēng)所維持的漂流便成了依慣性而自由的流，其質(zhì)點(diǎn)的加速度與科氏力及湍流摩擦力達(dá)成平衡。若不考慮摩擦力，則運(yùn)動(dòng)方程為=/vd/dvd7容易導(dǎo)出顯見對(duì)固定地點(diǎn)(xo,yo)，流速矢量端點(diǎn)的軌跡是一個(gè)圓，即水質(zhì)點(diǎn)沿半徑為r的圓周勻速運(yùn)動(dòng)。該圓稱為慣性圓，相應(yīng)的流稱為慣性流。匕=rf=-r半徑尸=/f=叫f2cysin*）I，匚薛幗的際It（:/IDhnlAltKbit的tiEXi讀面b水井桁HZ希面冬tWW布黑潮：斯維爾徳魯普把從臺(tái)灣南端開始到日本太平洋沿岸35N附近的這一段流動(dòng)稱為黑潮，從35N向東到160E附近的流動(dòng)稱為

17、黑潮續(xù)流；160E以東為北太平洋流。三者合稱黑潮流系。黑潮與灣流相似，也是一支斜壓性很強(qiáng)的海流，同樣處在準(zhǔn)地轉(zhuǎn)平衡中。強(qiáng)流帶寬約（75-90）km，兩側(cè)水位相差1m左右。影響深度達(dá)1000m以下，兩側(cè)也有逆流存在，在日本南部流速最大可達(dá)（1.5-2.0）m/s。東海黑潮斷面溫鹽分布（1987年6月）（“東方紅”號(hào)調(diào)查）IIWc/im13丁1諧H儼“獷咔薩155*160*N3(r+&*aww；3 ）西風(fēng)漂流與南北半球盛行西風(fēng)帶相對(duì)應(yīng)的是自西向東的強(qiáng)盛的西風(fēng)漂流，即北太平洋流、北大西洋流和南半球的南極繞極流。其界限是：向極一側(cè)以極地冰區(qū)為界，向赤道一側(cè)到副熱帶輻聚區(qū)為止。其共同特點(diǎn)是：在西風(fēng)漂流區(qū)

18、內(nèi)存在著明顯的溫度經(jīng)向梯度，這一梯度明顯的區(qū)域稱為大洋極鋒。南極繞極流：由于南極周圍海域連成一片，南半球的西風(fēng)漂流環(huán)繞整個(gè)南極大陸（應(yīng)當(dāng)指出南極繞極流是一支自表至底自西向東的強(qiáng)大流動(dòng)，其上部是漂流，而下部的流動(dòng)為地轉(zhuǎn)流）。南極鋒位于其中，在大西洋與印度洋平均位置為50S,在太平洋位于60S。由于風(fēng)場(chǎng)分布不均勻，造成了來(lái)自南極海區(qū)的低溫、低鹽、高溶解氧的表層海水在極鋒的向極一側(cè)輻聚下沉，此處稱為南極輻聚帶。北半球的極鋒輻聚不甚明顯，只在太平洋西北部的黑潮與親潮的交匯區(qū)以及大西洋西北部的灣流與拉布拉多海流的交匯區(qū)存在著比較強(qiáng)烈的輻聚下沉現(xiàn)象，一般稱為西北輻聚區(qū)。4 ）東邊界流大洋的東邊界流有太平洋

19、的加利福尼亞流、秘魯流，大西洋的加那利流、本格拉流以及印度洋的西澳流。由于它們從高緯流向低緯，因此都是寒流，同時(shí)都處在大洋東邊界，故稱東邊界流。水色低，透明度小5 ）極地環(huán)流南極海區(qū)環(huán)流在南極大陸邊緣一個(gè)很狹窄的范圍內(nèi)，由于極地東風(fēng)的作用，形成了一支自東向西繞南極大陸邊緣的小環(huán)流，稱為東風(fēng)環(huán)流它與南極繞極環(huán)流之間，由于動(dòng)力作用形成南極輻散帶。與南極大陸之間形成海水沿陸架的輻聚下沉，此即南極大陸輻聚。這也是南極陸架區(qū)表層海水下沉的動(dòng)力學(xué)原因。6）副熱帶輻聚區(qū)的特點(diǎn)在南北半球反氣旋式大環(huán)流的中間海域，流向不定，因季節(jié)變化而分別受西風(fēng)漂流與赤道流的影響，一般流速甚小。由于它在反氣旋式大環(huán)流中心，表層

20、海水輻聚下沉，稱為副熱帶輻聚區(qū)。它把大洋表層鹽度最大、溶解氧含量較高的溫暖表層水帶到表層以下，形成次表層水。具有世界大洋中最高的水色和最大透明度世界大洋上層的鉛直向環(huán)流在赤道上，西向的南赤道流，在赤道兩側(cè)分別向南與向北輻散，導(dǎo)致海水上升；在南赤道流與赤道逆流之間（3-4N），由于海水輻聚而導(dǎo)致下沉；在赤道逆流與北赤道流之間（10N）又形成了海水的輻散上升。由于連續(xù)性的原因，上述上升或下沉的海水在一定的深度上便形成了經(jīng)向的次級(jí)小環(huán)流。它們分布在25N-20S之間，所處深度較淺，僅變動(dòng)于（50100）m之間。作用:使得赤道海區(qū)表層的熱量和淡水盈余向高緯方向輸送，部分調(diào)節(jié)了熱鹽的分布狀況aoo1L3cr20*(ttnmmiEitf8UGEF址HI朋中筑養(yǎng)申th【悴利障憧的4）SME不1M圧下適畀1H命址駅m.RK事中鑼槽箱亦槽場(chǎng)妖分W翳代E殲一鼻特：sueEEC北*3I=NED命丸丙評(píng)呻丸輸炮方向的水瞑闖的殲淪站輸撚rxcUKh“i9M）5.2世界大洋水團(tuán)521水型和水系水型：斯維爾徳魯普（1942）首次定義水型：指溫鹽度均勻，在溫-鹽圖解上僅用一個(gè)單點(diǎn)表示的水體。水型實(shí)質(zhì)上是“性質(zhì)完全相同的水體元的集合”水系：符合一個(gè)給定條件的水團(tuán)的集合。（水系的劃分只考慮一種性質(zhì)相近即可）。在淺海水團(tuán)分析中，經(jīng)常提到的沿岸水系和外海水系，