第五章 海洋环流
海洋科学导论 第五章：海洋环流(新)
温盐环流 （大洋深层环流）
“深海环流”，是一个依靠海水的温度和含盐密度驱动的全球 洋流循环系统。这个系统的运作现况是，以风力驱动的海面水 流（如墨西哥湾暖流等）将赤道的暖流带往北大西洋，暖流在 高纬度处被冷却后下沉到海底，而这部分原本温暖的赤道海水 也变成了又冷又咸的北大西洋深层海水，这些高密度的水接着 流入洋盆南下前往其他的暖洋位加热循环沿南大西洋、南极洲 流进印度洋，最终又回到赤道，完成所谓的“环流”。，一次 温盐循环耗时大约1600年，在这个过程中洋流运输的不单是能 量（温度 / 热能），当中还包括地球固态及气体资源等，不过 温盐环流最受人类关注的是其全球恒温的功能。温盐环流推测 主要是由于北大西洋及南冰洋之间的盐分及温差对流而触发的 。
船长下令：“收网！” 船员们拼命地往上拉渔网。可是，越拉，大家越害怕：从来都
是撒开的渔网，今天却被卷成长长的一缕，仿佛有一只巨手扯着渔 网，要把渔船拖向可怕的深渊。
“弃网！”船长胆怯地下令。 船员们操起斧头，三、两下就把渔网砍断了。然而，这一切都
无济于事，渔船仿佛被粘性无穷的胶水粘住了，一点也动弹不了 。
第五章：海洋环流
§ 5.1 大洋环流概述
5.1.2 海水所受的作用力 引起海水的运动的力：重力、压强梯度力、风应力、引潮力等；
海水运动派生的力：科氏力（地转偏向力）、摩擦力等。 1、重力、重力位势 重力：
G = （ 9.80616–0.025928cos2φ+0.00069cos22φ–0.000003086z）m / s2
北极航运的现状
1951年，美国年轻的海洋学者克伦威尔和他的同事，在太平洋的赤道海域进行鲔鱼生 活习性及环境条件的考察研究。考察的方式并不复杂，就是把玻璃浮子串在一起，布 放在16～20千米长的海面上，每个玻璃浮子下面，挂上铅锤和若干鱼钩。白天放下 去，晚上收回来。按照一般的常识，既然海流是向西流动的，布下的钓鱼工具自然应 当向西漂才对。然而令人不解的事情发生了，克伦威尔布放的沉到海面下的钓具一反 常规，竟一个个向海流的反方向漂着。细心的克伦威尔以为自己没有放好钓具，收起 来后，又重新布放，结果还是一样的。漂浮在海面的小船受海流影响，向西漂着，而 沉入海中的钓具却向东漂去。这是怎么回事呢？经过大量的资料对比，他断定，在赤 道海域的表层海流之下，存在着一支像湾流那样巨大而稳定的逆向海流。这就是赤 道潜流。经过各国海洋学家的艰苦努力，最终查明，赤道潜流在三大洋中都存在。它 的表现形式是，沿赤道方向由西向东流动，横越三大洋。其范围是北纬2°到南纬2° 之间的海域内，形成一支与赤道对称的狭窄海流。它的垂直厚度在200～300米，全年 流速稳定。 课下：/v_19rrofcrv0.html
11-2-第五章-海流-第五节-大洋环流及中国近海海流介绍
e南极绕极流 南极绕极流是指在40°S与南极大陆之间在西风作
用下产生的自西向东绕南极流动的强大海流，海水流量 巨大。
f季风洋流系统 季风洋流系统是指某些海区主要在季风的作用下流
特征：在西风漂流区活动的大气气旋和风暴数量多，风大浪 大。尤其是南半球的海区更开阔，形成的风浪更显著，对途 经的船只构成巨大的威胁，被称为“咆哮”的西风带。
西风漂流区的降水量大，造成其海洋表层的盐度较低。
世界洋流分布
d东边界流
东边界流是指在大洋东部自高纬度流向低纬度的洋流， 具有寒流的水文特征
分布：主要有太平洋的加利福尼亚洋流和秘鲁洋流，大 西洋的加那利洋流和本格拉洋流，印度洋的西澳大利亚 洋流。
该发现意义：对大洋环流的经典 风生流理论是个挑战，改变了人们 对大洋环流结构的传统认识。
（2）流动特点：观测研究发现其蕴涵着巨大的能量，流 速大，流向多变，影响深度深，集中了大洋的大部分动能 ，但各洋流区的动能生布不均匀。
（3）影响作用：中尺度涡对于海洋中的海水大规模循环 与混合及物质输送等起着重要的作用，并对声呐等航海 仪器设备产生影响。由于中尺度涡的产生机制等尚未完 全清楚，对它的观测与研究还在进行之中。
热盐环流：由海水温度盐度的分布变化（温度差、盐度差） 产生的密度梯度力（压强梯度力）引起的流动。它主要发生 在大洋上表层以下。
1、风生环流 ：
主要驱动力:风应力，其影响深度在几百到1千米左右。 重要特征:存在环流西向强化现象，表现为大洋西岸的海流 比东岸的海流流线密集，流速大（如北太平洋的黑潮、北大 西洋的湾流等都以流速快、流量大而闻名）。 造成洋流西向强化的主要原因是科氏参量随纬度的变化
海洋科学导论第五章
湾流
西边界流 湾流系统： 佛罗里达海流 湾流 北大西洋海流
右侧：温暖低密 左侧：低温高密
年变化 夏强冬弱
非周期性变化 ——弯曲现象
弯曲与主流断离----独立涡旋 左侧暖涡，右侧冷涡
（二）、太平洋的表面环流
亚北极海流 寒流 阿拉斯加海流 暖流
亲潮 寒流
北太平洋流 暖流
黑潮 暖流 北赤道流 暖流
30.7
流速的大小，与等值线倾斜的程度成正比
T
22.5℃ 22.6℃ 22.7℃ 22.8℃ 22.9℃ 23.0℃
S
33.2 33.3 33.4 33.5 33.6 33.7 33.8
三、地转流 海水密度均匀，等压面(海面)---等势面倾斜β角
Fz
Fx
β
fc
g
∵
Fx=gtgβ
fc=2ωvsinф
3、北半球强大的 西边界流；
4、主涡旋北部有小的 气旋式环流；
5、西风漂流绕南极大 陆流动；
6、南极大陆附近东 风漂流。
三、各大洋的表层环流 (一)大西洋
东格陵兰海流 寒流 拉布拉多海流
寒流
北大西洋流 暖流
湾流
暖流
加那利海流 寒流
北赤道流 暖流
南赤道流
暖流
巴西海流
暖流
本格拉海流 寒流 西风漂流 寒流
∴ gtgβ=2ωvsinф
地转流的速率 v g tg 2sin
y x
-z
北半球 顺流而立，右方高
南半球相反
四、地形对海流的影响 隆起地形： 北半球 上坡，向右偏转（顺时针） 下坡，向左偏转（逆时针）
南半球方向相反
第三节、风海流 一、风海流的受力分析
1、风的切应力 2、地转偏向力 3、下层海水阻力
海洋环流
第五章海洋环流概述（Summary）一、定义及分类（Definition&Type）1.海流(Oceancurrent)：海水大规模相对稳定的流动。
2.分类(Type)：按成因分：密度流(densitycurrent)，风海流(windcurrent)，补偿流(compensationcurrent)；按受力分：地转流(geostrophicflow)、惯性流；按发生区域：赤道流(equatorialcurrent)，陆架流，东西边界流(eastern/westernboundarycurrent)等；按运动方向：上升流(upwelling)，下降流(downwelling)；按海流温度与周围海水温度差异分：寒流，暖流等二、研究意义（Significance）国防，航运，渔业，气候三、影响和产生海流的力（Causesofcurrent）引起海水运动的力：重力，压强梯度力，风应力，引潮力海水运动后派生的力：科氏力(Coriolisforce)，摩擦力(frictionforce)1、重力：地心引力与地球自转产生的惯性离心力的合力。
习惯上将单位质量物体所受重力称为重力加速度，以g表示。
与纬度和海水深度有关:海面上赤道到极地差为0.052m/平方米,在中纬度，海面与10km深处的差为0.031m/平方米。
因此，在海洋研究中，一般视其为常数9.8m/平方米重力势(potentialofgravity)：从一水平面逆重力方向移动物体到另一高度所做功。
等势面：位势相等的面叫等势面。
处处与重力垂直的面称水平面。
海平面(sealevel)：海洋表面的平均位置。
2、压强梯度力：等压面：压强相等的面。
压强梯度力：水体所受静压力的合力：f=f1-f2=P·A-(P+△P)·AP·A单位质量水体所受的静压力的合力：与等压面垂直，指向压力减小的方向。
即与压强梯度方向相反。
流体静力学方程：正压场：等压面与等势面平行斜压场：等压面相对等势面发生倾斜时。
海洋科学导论 第五章
寒流
湾流
西边界流 湾流系统： 佛罗里达海流 湾流
北大西洋海流
右侧：温暖低密
左侧：低温高密
年变化 夏强冬弱
非周期性变化
——弯曲现象
弯曲与主流断离----独立涡旋
左侧暖涡，右侧冷涡
（二）、太平洋的表面环流
亚北极海流 寒流 阿拉斯加海流 暖流 亲潮 寒流 北太平洋流 暖流 黑潮 暖流 北赤道流 暖流 加利福尼亚海流 寒流
1958年，英国 斯罗华
二、大洋表面环流
成因：
风、大洋的位置、海陆分布形态、地转偏向力的 综合作用。
一、气压风的地理分布 1、赤道无风带：
空气----上升运动 10°N附近
信风带
赤道无风带
信风带
2、信风带：
30-35°：副热带高压 N信风：东北向 S信风：东南向 赤道低压
3、盛行西风带：
盛行西风带 信风带
风摩擦深度和底摩擦深度形成两个相反 方向的海水运输----垂直环流 。
一边---下降流，另一边---上升流
环流水层：200-300m
风向与岸成21.5°，产生的升降流最大。
纬度愈低，升降流愈强
升降流形成的其他因素： 北半球
顺时针环流 反时针环流 气旋 反气旋
中央
下降流 上升流 上升流 下降流
海水及海水中的各种物理量和化学量循环于世界大洋的 自然现象。(广义)
一、大洋环流研究的发展 1、风生大洋环流理论 西向强化： 大洋西岸流线密集、流速大
北太平洋黑潮
北大西洋湾流 印度洋莫桑比克流
斯托梅尔(H.Stommel) ： 地转偏向力随纬度变化，大洋东西两侧海水的旋转方向 不同，所受力的旋度就不同 。
0.0127 v u sin
海洋环流的定义
海洋环流是研究风引起的海流和密度分布不均匀所产生的密度流、大洋环流中流旋的生成和分布、大洋环流西向强化、海流的弯曲和变异、近赤道地区的流系结构、南极绕极流，大洋热盐环流，深海环流和与主跃层的关系，海水的辐散和辐合运动与升降流及朗缪尔环流等的关系，中尺度涡及其能量转换，冰漂流等特殊的流动现象，海洋对风应力等的反应，以及近岸海区的环流等等；海域间的海流活动受太阳辐射、海水热力学、大气环流、海冰动力、地球旋转以及海洋深度等因素影响。
海洋环流可分为相互影响和作用的水平流和垂直流。
海水有独特的物理特征，对海洋洋流产生重要影响，水是高热容量物质，因此海洋对温度的突然变化不敏感，海洋也由此能够吸纳、存储和传输大量的太阳热能。
从海洋表面到2米深的海水吸纳的热量几乎等于整个大气层吸纳的热能总量。
海流的定向流动使之有助于在大范围内控制气候模式和季节变化。
例如，从热带大西洋流向美国东部的墨西哥城流(Gulf Stream)，可将大约30～140斯维尔德鲁普(Sv=1×104m 3/s)的海水输送到较高纬度的北大西洋，其携带的热能(约等于1 000个发电站生产的能量)也随之输送到位于北大西洋的欧洲，墨西哥暖流和盛行的西风对创造欧洲大陆温暖的环境条件具有重要作用，墨西哥暖流还对幼体生物的分布、海洋生物洄游产生重要影响，也是百慕大群岛生息着珊瑚礁的主要原因。
在南半球，南极绕极流是能量最强的洋流，其平均流量达到1305v.海水富含数亿年来大陆径流携带人海的溶解矿物质，其含量可用千分之一(ppT)盐度定量。
海水的平均盐度为35ppt。
海水密度取决于海水盐度和温度，盐度越高或水温越低，海水密度越高。
海水密度指标是影响海水是否沉降的主要指标。
因此，海水温度和盐度是影响全球海流垂直流动的重要因素，由温度和盐度引起的海水垂直补偿流又称热盐流。
热盐流受控于海洋表面的温热高盐海水和底部冷流回流的控制。
通常，太阳的大部分辐射能只能照耀在赤道附近到中纬度的区域(20°S-20°N)，然后受海洋季风和地球转动的共同影响才能向极地方向输送表面温热的海水。
海洋科学导论 第五章讲解
天体引潮力
二、海流的分类
按成因分： 1、风海流（wind-driven current）：
由风的拖曳效应,或由风引起的海面倾斜和 海水密度重新分布而形成的海流。
2、密度流(density current)： 因海水密度分布不均匀性形成的海水流动。 3、地转流(geostrophic current)： 由于气压的分布，或因径流和风等引起的增减水， 使海面发生倾斜产生的海水流动，
沿岸流 离岸流
三、海流的表示法： 矢量表示法 流速：海流的强度 单位：节或cm/s表示 流向：海水流去的方向，
以度或方位表示
箭矢方向——海流的方向， 箭矢长度或粗细（或标值）——流速。
红线——暖流，蓝线——寒流
第二节、密度流与地转流 一、等压面和等势面 1、等压面：
海洋中压力相等的点组成的假想的面。
∴ gtgβ=2ωvsinф
地转流的速率 v g tg 2sin
y x
-z
北半球 顺流而立，右方高
南半球相反
四、地形对海流的影响 隆起地形： 北半球 上坡，向右偏转（顺时针） 下坡，向左偏转（逆时针）
南半球方向相反
第三节、风海流 一、风海流的受力分析
1、风的切应力 2、地转偏向力 3、下层海水阻力
30.7
流速的大小，与等值线倾斜的程度成正比
T
22.5℃ 22.6℃ 22.7℃ 22.8℃ 22.9℃ 23.0℃
S
33.2 33.3 33.4 33.5 33.6 33.7 33.8
三、地转流 海水密度均匀，等压面(海面)---等势面倾斜β角
Fz
Fx
βfcg来自∵Fx=gtgβ
fc=2ωvsinф
第五节、大洋环流
基础海洋学5-海洋环流
海流运动方程: 海流运动方程:
第二节 海流运动控制方程
质量连续方程: 质量连续方程:
体积连续方程:(不可压缩 体积连续方程 不可压缩) 不可压缩
边Байду номын сангаас条件
第三节 地转流
世界大洋上层主要水平环流(风生环流) 1,世界大洋上层主要水平环流(风生环流)
1)赤道流系:与两半球信风带对应的分别为西向的南赤 赤道流系: 道流与北赤道流,亦称信风流.赤道流的特点:高温, 道流与北赤道流,亦称信风流.赤道流的特点:高温,高 高水色,透明度大. 盐,高水色,透明度大. 上层西边界流,湾流和黑潮: 2)上层西边界流,湾流和黑潮: 上层西边界流:指大洋西侧沿大陆坡从低纬向高纬的流, 上层西边界流:指大洋西侧沿大陆坡从低纬向高纬的流, 包括太平洋的黑潮与东澳流, 包括太平洋的黑潮与东澳流,大西洋的湾流与巴西流以及 印度洋的莫桑比克流等. 印度洋的莫桑比克流等. 湾流(Gulf Stream):佛罗里达流, 湾流(Gulf Stream):佛罗里达流,湾流和北大西洋流 合称为湾流流系. 合称为湾流流系.最大的暖流 黑潮(Kuroshio Current):也称日本暖流.黑潮, 黑潮(Kuroshio Current):也称日本暖流.黑潮,黑潮 续流和太平洋流合称黑潮流系. 续流和太平洋流合称黑潮流系.第二大暖流
世界大洋环流
第五节 大洋环流
2,世界大洋上层的铅直向环流
在世界大洋表层的这些环流之间, 在世界大洋表层的这些环流之间,特别 是在赤道海区,由于海水运输有南北分量 南北分量, 是在赤道海区,由于海水运输有南北分量, 导致了海水的辐聚下沉或辐散上升运动 辐聚下沉或辐散上升运动. 导致了海水的辐聚下沉或辐散上升运动.
第五讲 海洋环流
一、概述海流:大规模相对稳定的海水的流动。
（洋流）海洋环流：大洋环流，海区的环流海流的成因1.3.1外部的原因：风生海流1.3.2内部的原因①内部压力场：海水密度分布不均匀；增减水②海水连续性：补偿流海流的分类和命名⒈ 依受力及成因分：风海流、倾斜流；热盐环流1.4.2依温度特征分：暖流、寒流1.4.3 依区域特征分：陆架流、赤道流、西边界流1.4.4依所在层次分：表层流、潜流、中层流、深层流1.4.5注意：流向指流去的方向，与风有区别研究意义:国防、航运、渔业、气候欧拉方法和拉格朗日方法：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=F2.1.2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φ，水深z 有关。
在海面z=0，赤道与极地,Δg = 0.052m/s2在φ=45°处，海面与深万米处，Δg=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——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dΦ(gpm)=gdz/∣Φ1－Φ2∣/(gpm)= ∣z1－z2∣/(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∣Φ1－Φ2∣≠∣z1－z2∣；但实用时，φ为同处， z1与z2差别不会超万米，故近似相等。
第五章海洋环流
第五章：海洋环流1、海流：是指海水大规模相对稳定的流动，是海水重要的普遍运动形式之一。
海流一般是三维的，习惯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法（一）成因：海流的产生有两个最基本的原因：1、受海面上的风力驱动，形成风海流，也叫漂流；2、海水的温、盐变化，引起密度分布变化，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、受力情况不同：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）海流的表示方法1、拉格朗日方法2、欧拉方法（常用）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°。
流向与风向的定义恰恰相反，风向指风吹来的方向。
二、海流运动方程海水的各种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、引起海水运动的力：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，此时海面称为海平面。
处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者只是深度的函数时，海洋中的压力的变化也只是深度的函数，此时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。
第五章 海洋环流
由地转流公式可知，只要知道等压面相对等势面的 倾角，就可计算地转流速。但是等压面的倾角量级 大小，至今难以直接测量。因此只有借助于海洋调 查中的温度、盐度和深度(压力)资料，根据海水状 态方程，首先计算海水的密度或比容，进而计算等 压面之间的位势差，再进行地转流的计算。
三、地转流的动力计算方法
首先考虑平行于x轴的流动。 单位时间流入小立方体的 质量为 单位时间流出的质量为
三、连续方程
当取极限δx→0时，上式方括号内的最后一项的量 级与前两项相比可视为无穷小，可以忽略，这样， 在x方向上流出与流入的差是 同理可以得到流体在y和z方向上流出与流入的差分 别为 因而，由流出或流入引起小立方体内质量的总净变 化是
海兰—汉森公式：
则
三、地转流的动力计算方法
其中B1B2与A1A2分别为p1与p2等压面之间在B0与A0站 的铅直几何距离，根据关系式
它们可以用位势差表示，则有
所以
由式(5－30)计算的流速是p1等压面相对p2等压面的 流速，并非相对静止海底的绝对流速。
§5.4 风海流
一、风应力 单位面积风应力公式： 单位体积风应力公式： 化为二阶形势（单位质量）：
§5.4 风海流
二、Ekman无限深海漂流理论 1、基本假定（ 北半球） a、稳定风场长时间作用在无限广阔、无限深的海面 上——排除了海洋陆地和海底边界的影响 b、海水密度均匀、等压面是水平的——排除了引起 地转流的压强梯度力 c、不考虑科氏力随纬度的变化（即f-平面） d、只考虑由铅直湍流引起的水平湍切应力（摩擦 力），且湍流粘滞系数Kz为常量。
二、受力分析
11-2-第五章-海流-第五节-大洋环流及中国近海海流
（4）南海位于季风区，造成季节性的表层漂流。夏季在西南季风 作用下主要产生东北向海流，流速一般为0.5kn；冬季在东北风作 用下大部分区域产生西南流，流速一般为0.8kn。
3、现象： 通过对海气相互作用的研究，人们发现发生在海洋中的“厄尔尼 诺(EI Nino)”现象与发生在大气中的“南方涛动( Southern Oscillation)”密切 相关，且总是同时出现，反映出海洋大气系统的大尺度相互耦合作用，就 将两者合称为ENSO。
（1）“厄尔尼诺”现象是指每隔几年在圣诞节前后发生在赤道附 近中东太平洋的秘鲁和厄瓜多尔沿岸海域的海表温度大范围持续 异常升高现象，并使气候出现异常，在世界各地频发暴雨、洪水 、干旱、暖冬等自然灾害。
特征：大量海水离岸西向输送而产生上升流，这是东边 界流的一个明显特征。此外，相比西边界流的幅窄流急 ，东边界流的流幅宽流速小。
e南极绕极流 南极绕极流是指在40°S与南极大陆之间在西风作
用下产生的自西向东绕南极流动的强大海流，海水流量 巨大。
f季风洋流系统 季风洋流系统是指某些海区主要在季风的作用下流
特征：在西风漂流区活动的大气气旋和风暴数量多，风大浪 大。尤其是南半球的海区更开阔，形成的风浪更显著，对途 经的船只构成巨大的威胁，被称为“咆哮”的西风带。
西风漂流区的降水量大，造成其海洋表层的盐度较低。
世界洋流分布
d东边界流
东边界流是指在大洋东部自高纬度流向低纬度的洋流， 具有寒流的水文特征
分布：主要有太平洋的加利福尼亚洋流和秘鲁洋流，大 西洋的加那利洋流和本格拉洋流，印度洋的西澳大利亚 洋流。
第五章 海洋环流
大气运动和近地面风带的存在， 是海洋水体运动的主要动力。
东
风
带
极 地 高 压 带
密度流：密度流是由于海水密度性、海水 的运动，以及海水在特定时间和空间的变化规 律。
§5.1 海流的成因及表示方法
什么叫海流(currents)？
海水大规模相对稳定的流动，是海水重要的普遍运动 形式之一。 流速和流向比较稳定，少变；季节性变化不明显，流速 一般为0.2 - 1海里；
由于受这种力作用，在北半球海水运动向右偏
离风向，在南向左偏离风向。
主要的两类驱动力
Primary Forces--start the water moving
The primary forces are: 1. Solar Heating
风海流：是海水在风的摩擦力（切应力）作
用下形成的水平运动。也称漂流。风力作用
于海面时，可产生对海面的正压力和摩擦力， 故风作用于海面时，可同时产生波浪运动和 使海水向前运动的洋流。风海流开始运动后， 受地转偏向力的影响，深海表面海流方向偏
离原风向约45°左右，在北半球偏右，南半
球偏左。
风海流的形成
目前研究洋流使用海流计和人造卫星。但漂流瓶仍在 使用中。 美国的伍兹霍尔海洋研究所每年向海洋投放数以万 计的漂流瓶，每年能回收10%。
中国玩具“鸭子舰队”漂流15年抵英国
在这2.9万只塑胶玩具中，有黄色的小鸭 子、蓝色的小乌龟和绿色的青蛙等，其 中黄色的小鸭子居多。
中国近海区域海洋学：第五章 中国近海的水团和环流
1 中国近海水团 2 中国近海环流
教学要求
• 掌握T-S点聚的水团分析方法 • 了解各海区主要水团与特征、浅海水团变性 • 了解环流定义与影响因子 • 掌握各海区环流季节变化特征 • 了解环流与水交换、污染物输运的关系。
第一节 中国近海水团
➢概论 ➢沿岸水系 ➢外海水系 ➢混合水系
水团的扩展可以反映流系 水团还可以指示生物分布，对渔业有指导意义
1.1 概论
中国海主要水团 沿岸水系：径流与海水混合，低盐为主要特征，地理 位置命名
混合水系：二者混合变性产生
外海水系：黑潮水，东海黑潮，菲律宾海入侵，琉球 岛链入侵
T-S点聚图
1.1 概论
夏季代表性水团的TS图
渤黄东海TS图特征
TS曲线反S形，夏季表层汇聚 性差 夏季四层：表层、次表层、中 层、深层 冬季三层：上层、中层、深层 （风混合） 入侵并影响混合水系的主要是 表层和次表层
1.3 外海水系
东海黑潮表层水： 100m左右，冬季200m 高温、高pH、低P、低Si、高透明度、高水色 夏季28-29degC；34.00-34.50 冬季18-24.5degC；34.50-34.80（与次表层混 合增盐） 存在指示种
第二节 中国近海环流
➢环流 ➢沿岸流系 ➢外海流系
2.1 环流
Space and time scales of physical oceanographic processes.
2.1 环流
海流
海流，通常指范围较大、相对稳定的水平和垂直方 向的非周期性流动。
环流，一个海区内各种海水组成的“总循环”模式
水型与水系
1.1 概论
水型：温盐均匀，T-S点聚图上可以用单点表示的 水体 水系：由某一总体所分离出的一部分海水，并假 定同其本身固有的特性相一致
[理学]第五章 海洋环流
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在海—气界面这一海面边界上，大气压力、风应 力等，直接作用于海面，然后通过海面影响下部 海水。这些规定边界上海水受力所遵循的条件， 称为动力学边界条件。 另外，在研究局部海区的环流时，往往还需考虑 与其毗连的海水的侧向边界条件。 海水的真实运动规律是十分复杂的，实际工作中， 人们往往采取各种近似或假定，对各种条件加以 简化，从不同角度分别对海水运动情况进行讨论， 从而阐明海水运动的基本规律。
对于静态的海洋，重力处处与海面垂直， 此时的海面称为海平面。处处与重力垂直 的面也称为水平面。 重力位势：从一个水平面逆重力方向移 动单位物体到某一高度所做的功。 静态海洋的表面是一个等势面。 从上等势面向下计算的位势差称为位势 深度。反之，从下等势面向上计算的位势 差称位势高度。
二、压强梯度力、海洋压力场 海洋中压力处处相等的面称为等压面。海洋学中把海面 视为海压为零的等压面(以往称为一个大气压，平均为 1013.25hPa)。 在静态的海洋中，当海水密度为常数或者只是深度的函 数时，海洋中压力的变化也只是深度的函数，此时海洋中 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。 根据牛顿运动定律，当海水静止时，水质点所受到的合 力必然为零。但海水却总是处在重力的作用之下，且指向 下方。由此可以推断，一定还存在一个与重力方向相反的， 与重力量值相等的力与其平衡。 它与压强梯度成比例，故称其为压强梯度力。它与等压 面垂直，且指向压力而言。图5—1a表示了正压场中压强 梯度力与重力平衡的情况。 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)，此时等压面相对于等势面将会 发生倾斜，这种压力场称为斜压场。如图5—1b所示。
§5.1 海流的成因及表示方法
第五章 海洋环流
❖ 代入上式得
二、地转流场与密度场、质量场 之间的关系
❖ 式(5—28)和(5—29)两式给出了密度界面(在密 度连续变化的海洋中为等密度面)的倾角与流场、 压力场之间的相互关系。
❖ 可见只有在ρ2v2=ρ1v1，即上下两层海水的动 量相等时，界面才是水平的，这在海洋中，特 别是大洋上层一般难以满足，因为等密度面通 常是倾斜的。不过在赤道例外，因为那里f＝0， 所以tgγ=0。
❖ 式中ω为地球自转角速度，在海洋中，由于海水的 铅直运动分量ω很小，故通常忽略与ω有关的项， 即简化为
❖ 式中 f 2sin 称为科氏参量。
二、受力分析
❖ 科氏力的基本性质： ❖ ａ、只有物体相对地球运动时才会产生； ❖ ｂ、北半球垂直作用在运动物体的右方；南半球向
左； ❖ ｃ、只改变运动物体的方向，不改变速度； ❖ ｄ、与运动物体的的速率及地理纬度的正弦成比例，
虑地球自转效应，或称为科氏效应。 ❖ 人们把参考坐标取在固定的地表，由于地球不停地
在以平均角速度绕轴线自西向东自转，参考坐标系 也在不断地旋转，因此它是一个非惯性系统。 ❖ 在研究海水运动时，必须引进由于地球自转所产生 的惯性力，方能直接应用牛顿运动定律作为工具， 从而阐明其运动规律。这个力即称为地转偏向力或 称科氏力。
第五章 海洋环流
§5.1 海流的成因及表示方法
❖ 一、定义及分类 ❖ 二、研究方法 ❖ 三、海流的方向和单位
一、定义及分类
❖ 1.海流：海水大规模相对稳定的流动。 ❖ 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。
❖ 2.分类 ❖ 按成因分：密度流，风海流，补偿流 ❖ 按受力分：地转流、惯性流； ❖ 按发生区域：赤道流，陆架流，东西边界流等； ❖ 按运动方向：上升流，下降流； ❖ 按海流温度与周围海水温度差异分：寒流，暖流等
第五讲海洋环流
第五讲海洋环流一、概述1.1海流:大规模相对稳定的海水的流动。
（洋流）1.2海洋环流：大洋环流，海区的环流1.3海流的成因1.3.1外部的原因：风生海流1.3.2内部的原因①内部压力场：海水密度分布不均匀；增减水②海水连续性：补偿流1.4海流的分类和命名1. 4.1依受力及成因分：风海流、倾斜流；热盐环流1.4.2依温度特征分：暖流、寒流1.4.3依区域特征分：陆架流、赤道流、西边界流1.4.4依所在层次分：表层流、潜流、中层流、深层流1.4.5注意：流向指流去的方向，与风有区别研究意义：国防、航运、渔业、气候—-21.5欧拉方法和拉格朗日方法: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2.1运动方程2.1.1单位质量海水的运动方程：ma=Fd/du77 d v dz d w ~dT~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亚力的鬲■閔g二（9.80616"2.5928x10P cos2^H-6.9x10^ 心（2^-3.（186x l『z）nV£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d ①(gpm)=gdz/9.8I ①—①2 l/(gpm)= Iz1 —z2 l/(m),位势差可用深度差表示。
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三、海流的分类：
总体上，海流一般为三种： 由海水密度不同而产生的海水运动为梯度流。 在海风作用下，由风的"拉力"作用而使海水产生 运动为风海流； 由于长波运动产生的海流，包括潮汐、内波、 假潮、海啸Surface and Deep Oceans
二、海流的认识与研究
对洋流的认识始于19世纪末叶： 最初采用漂流瓶。 1885年，摩洛哥的阿尔贝特
亲王投放2000个漂流瓶至大西洋，绘制了大西洋表层 洋流图。
目前研究洋流使用海流计和人造卫星。但漂流瓶仍在 使用中。
美国的伍兹霍尔海洋研究所每年向海洋投放数以万 计的漂流瓶，每年能回收10%。
中国玩具“鸭子舰队”漂流15年抵英国
陆地上排放到海洋中的污染物质，可以被洋流扩散到别的 海域，虽使污染范围扩大，但也能加快污染物净化的速度。
洋流对地理环境的影响
摩尔曼斯克港
符拉迪沃斯托克港
俄罗斯境内有两个世界著名的港口：一是北冰洋流
沿岸的摩尔曼斯克港，位于北极圈以内（约68°N）却 终年不冻；而在其太平洋沿岸的符拉迪沃斯托克港，位
1995年早些时候--1.9万只玩具完成了1万多公里的太平洋副 热带环流抵达印度尼西亚、澳大利亚、南美洲和夏威夷 等地海域。科学家分析，这些玩具的漂流速度比洋流中 水流速度快了近50%。
1995年至2000年年间--部分玩具脱离洋极环流，开始向北 漂流，而其他的部分继续飘向极地。
2000年--部分玩具进入北大西洋海域，开始向南漂流。之后， 少部分抵达美国东北部海岸。
第五章 海洋环流 ocean circulation
What is Physical Oceanography?
Phenomena – Ocean current systems (occurrence, direction, velocity, transport volume, temporal variations).
三、海流的分类：
根据驱动力的不同： 表层流、风生海流 /Surface current – top 100
to 200 m (shelf depth); wind effect is very important 深海环流、温盐环流/Deep circulation - >200 m; density driven.
2001年--在泰坦尼克号沉船地点发现玩具的踪影。
2003年7月至12月--玩具开始抵达美国新英格兰各州。加 拿大和冰岛等海岸。
2007年6月：玩具遇上了围绕加勒比海到英国之间海域 的 墨西哥湾暖流，开始浩浩荡荡地穿越大西洋，
最初从中国进口这批玩具的美国公司“The First Years” 表示，愿意以每只100美元的高价将鸭子收回。同时，英 国开始预测，“鸭子舰队”将于07年某时“入侵”英国 海岸。
“鸭子能教你洋流的秘密”：2-4年为大部分玩具返回， 也就是说，在北太平洋6800英里的洋流环绕路程中，绕 一圈的平均时间是2.9年，平均速度每天6.9英里。
三、海流的分类：
根据成因分：风海流(wind-driven surface current) 密度流(density current) 补偿流
流向指流去的方向； 流向以度或方位表示，符号为
流玫瑰图
小结：海流的形成和分类
按 风海流---由风作用力而产生的海流。
成 因
密度流---水平密度分布差异所至。
分 补偿流---因某处的海水流失，相邻海区的
海水来补充而成。
按 暖流---温度高于其流经地区水温的海流。 温 度 寒流---温度低于其流经地区水温的海流。 分
于43°N附近 ，却有长达半年的结冰期，这是什么原因 呢？
暖流对经过的沿海地区—— 寒流对经过的沿海地区——
增温、增湿 降温、减湿
六、洋流对生物分布的影响
北海渔场 北海道渔场
世界著名渔场多位于 寒、暖流交汇处
上升流海域
七、海流的表示法
海流强度用流速表示； 1节 = 51.4cm/s = 1海里/小时, 1海里 = 1.852公里
五、洋流对地理环境的影响
对高、低纬度间的热量输送和交换,调节全球热量平衡有重
要意义；
暖流 增温增湿 对沿岸气候影响 寒流 降温减湿
如西欧海洋性气候的形成 如澳大利亚西海岸 秘鲁太平洋沿岸
对海洋生物分布的影响
寒暖流交汇 上升流
秘鲁渔场；
对海洋污染和海洋航运的影响。
海洋中的浮游生物随着洋流漂流，暖流和寒流相遇，有机 物质十分丰富。因为寒暖流交汇，把热带和寒带的浮游生 物混合在一起，使海水中有机营养物质大量增加，吸引着 大批鱼群向这里集中寻饵，形成大渔场。
Primary Forces--start the water moving The primary forces are: 1. Solar Heating 2. Winds 3. Gravity 4. Coriolis
Processes – Driving forces (result of air-sea exchanges of energy and/or mass): temperature, salinity, density, pressure variations (wind); bottom and coastal geomorphology; rotation of the Earth.
东海沿岸流是由长江、钱塘江和闽江等入海径流与周围海水 混合而成，盐度极低，水温年变幅大，水色混浊，流速25 厘米/秒左右。
南海沿岸流指东经116°以西、广东沿岸的海流。盐度较低 （夏季最低盐度仅12‰），流速较大，在珠江口附近平均 为25厘米/秒，最大达70厘米/秒，流向亦随季节盛行风而 变。
地转流 ：不考虑海水的湍应力和其他能够影响海 水流动的因素，这种水平压强梯度力与科氏力（ 对旋转体系中进行直线运动的质点由于惯性相对 于旋转体系产生的直线运动的偏移 ）取得平衡时 的定常流动，称为地转流。
深度 （米） 温度 ( °C)
0 15.5°
密度流
13.0 ° 36. 0
400
11.0 °
温度 ( °C)
13.5º 36.5 13.0º
37.0
38.0 12.9º
10.0 °
800
36. 0
36. 5
36.5
1400 9.5 °
10 9 8 36.5 盐度‰
直直布布罗罗陀陀海海底底山山脊脊
根据所处位置分：沿岸流(costal current) 赤道流(equational current) 极地流(polar current)
根据海流深度分：表层流(surface current) 底层流(deep current)
风海流 形成原因:
大气运动 和 近地面风带 如: 赤道暖流 西风漂流
Surface currents Mostly wind-driven Affects only ~10% of ocean’s volume Much faster than deep circulation Easily observable
Deep currents Driven by density differences Influenced by long term climatic changes Affects a much large volume of the ocean Slower, more subtle
①在中、低纬度海区，形成以副热带为中心的大洋环流 。受地转偏向力的影响，这种大洋环流在北半球呈顺 时针方向流动，在南半球呈逆时针方向流动。
②在北半球中、高纬度海区，也有大洋环流，呈逆时针 方向流动。
③南极大陆的外围，陆地很少，海面广阔。南纬40°附 近海域终年受西风影响，形成西风漂流。
④北印度洋海区，由于受季风的影响，洋流具有明显的 季节变化。冬季盛行东北风，海水向西流，洋流呈逆 时针方向流动；夏季盛行西南风，海水向东流，洋流 呈顺时针方向流动。
Prediction – Anticipated behaviors of ocean current systems (modeling).
物理海洋学：研究海洋的基本物理特性、海水 的运动，以及海水在特定时间和空间的变化规 律。
§5.1 海流的成因及表示方法
什么叫海流(currents)？
惯性流：又称余流。指引起湖流的外力停止后， 在惯性力作用下仍沿一定方向流动的水流。其特 点是具有时间性。当惯性力被各种摩阻力抵消时 ，惯性流也就消失了。
温盐海流 (又称输送洋流) ：海水在空间上存 在着的温度和/或盐度的差异使密度发生变化 进而导致深层海水的缓慢运动称为温盐海流。
温盐环流是一个大尺度的海洋环流，由温度及 含盐度的差异所致。在北大西洋，环流的表面 暖水向北流而深海冷水向南流，造成净热量向 北输送。表面海水在位于高纬度的固定下沉区 下沉。
密度流 形成原因: 海水_密__度__ 不同而 引起
表层
如 大西洋 底部 地中海 补偿流
如：秘鲁沿岸的上升流
信风带 信风带
三、海流的分类：
根据海流深度分： 表层流(surface current) 底层流(deep current)
根据海流的温度与流经海域的水温相比较分： 暖流 寒流
根据受力不同分： 地转流（geostrophic flow) 惯性流
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4 西经
补偿流：海水具有连续性和不可压缩性的特点， 某一海区的海水因风力或密度差异等原因流走 后，相邻海区的海水就流来补充，称为补偿流。 补偿流有水平的与垂直的。垂直补偿流又可分 为上升流和下降流.
补偿流
暖流：若洋流带来的海水温度比到达海区的水温 高，这样的洋流叫暖流。如，由低纬流向高纬的 洋流属于暖流。在洋流表示中，一般用→表示。