基础海洋学5

第五节 大洋环流
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漂流，即北太平洋流、北大 西洋流和南半球的南极绕极流，它们也分别是南 北半球反气旋式大环流的组成部分。暖流 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，大西洋的加利那流、本格拉流以 及印度洋的西澳流。由于它们从高纬流向低纬， 因此都是寒流，同时都处在大洋东边界，故称东 边界流。 5）极地环流：北冰洋中的环流和南极海区环流。寒 流
第五节 大洋环流
4、大洋中尺度涡（mesoscale eddies） • 自70年代以来，海洋科学工作者相继在 各大洋中发现了一种水平尺度约为100～ 500km，时间尺度约为20～200d的流涡，它 们广泛地寄居于总的大洋环流之中，且以 （1～5）×10－2 m/s的速度移动着，这些 流涡称为“中尺度涡”。与强流相互关联， 至少部分地驱动回流的形成。
Ocean Currents and Sea Ice from Atlas of World Maps (1943)
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，特别 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。
第五节 大洋环流
第一节 海流的成因及表示方法
海流的成因：海洋中的等压面与等势面不一致（等 压面倾斜，海面增密效应）。
（a）等压面与等势面平行 （b）等压面与等势面相对倾斜
第一节 海流的成因及表示方法
海流的分类：
1、按成因来分：由风引起的海流：风海流或漂流 （表层，外压场）；由温盐变化引起的：热盐环 流（深层，内压场） 2、从受力情况可分为：地转流、惯性流 3、按发生区域不同分为：洋流、陆架流、赤道流、 东西边界流等
第四节 风海流
三、风海流的体积运输
• 虽然由风引起海水流动的速度大小和方向各层都不相 同，但自表面至流动消失处的海水总运输量可由积分 计算。对于无限深海漂流的体积运输，在北半球方向 与风矢量垂直，且指向右方。 • 对于浅海风海流的体积运输，偏角<90°，水深越浅， 偏角越小。
四、上升流与下降流
上升流：海水从深层向上涌升； 下降流：海水自上层下沉的铅直向流动。 产生原因：赤道附近的信风、大洋中风场的不均匀 和大洋上空的气旋与反气旋（如台风）。
第一节 海流的成因及表示方法
1.表示方法
随体法
描述方法 当地法 2.比较 •
拉格朗日法
欧拉法
质点轨迹： r (a,b,c,t ) r
参数分布：B = B（x, y, z, t）
拉格朗日法
表达式简单
欧拉法
同时描述所有质点的瞬时参数
直接反映参数的空间分布
分别描述有限质点的轨迹
表达式复杂 不能直接反映参数的空间分布
海流运动方程：
第二节 海流运动控制方程
质量连续方程：
体积连续方程:(不可压缩)
边界条件：运动学/动力学边界条件
第三节 地转流
一、地转流的成因
• 在忽略湍流摩擦力 作用的较深的理想 海洋中，由海水密 度分布不均匀所产 生水平压强梯度力 与科氏力平衡时， 海水的定常流动， 称为地转流。
在北半球垂直于压强梯度力指向右方
第三节 地转流
四、地转流的动力计算方法
• 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。
海兰－汉森公式
适应于内压场引起的地转流。 海底为流速参考零面。
第四节 风海流
一、埃克曼无限深海漂流理论
1、基本假定 • 在北半球稳定风场长时间作用在无限广 阔、无限深海的海面上，海水密度均匀， 海面（等压面）是水平的；不考虑科氏力 随纬度的变化（但受其作用）；只考虑由 铅直湍流导致的水平湍切应力，且假定铅 直湍流粘滞系数KZ为常量。当湍切应力与科 氏力取得平衡时，海流将趋于稳定状态。
3、大洋表层以下的环流 • 大洋表层以下的环流以经线方向为主，其分布
的深度主要取决于海水的密度，因此仍以热盐效 应起主导作用。 1）次表层水的运动和分布 • 大洋表层以下与大洋主温跃层以上的海水称为 次表层水。高盐、高温，大部分流向低纬一侧 2）大洋冷水区的环流 • 冷水区的环流指大洋主温跃层以下与极锋向极 一侧水域内的环流，包括中层水、深层水、底层 水的运动与分布情况。低温、高密度
中尺度涡
第五节 大洋环流
5、世界大洋的水团
• 世界大洋中存在着五个基本水层，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。可将其视为第一等级的5个水团。 根据所在位臵及特征可划分为第二、第三等级的 水团
–表层水：高温、低盐、低密度 –次表层水：高温。高盐 –中层水：低盐（某些水体高盐） –深层水：低温、贫氧 –底层水：具最大密度
第三节 地转流
二、地转方程及其解
科氏力
压强梯度力
重力
第三节 地转流
三、地转流场与密度场、质量场之间的关系
• 海洋中的密度变化是连续的，因此，由于海水 密度分布不均匀产生斜压场引起的地转流场的变 化也应当是连续的。 • 当海水上层流速大于下层流速时，我们顺流而 立，则在北半球密度小的海水在右侧，密度大的 海水在左侧，等压面自左下向右上倾斜。在南半 球则相反。 • 可以根据大洋上层等温面（线）或等盐面（线） 的倾斜方向定性推断地转流的方向。
基 础 海 洋 学
Fundamental Oceanography
第五章 海洋环流 Ocean Crrculation
• 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。 • 习惯上把海流的水平运动分量狭义地称为海流， 而其铅直分量单独命名为上升流和下降流。 • 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。就整个世界 大洋而言，海洋环流的时空变化是连续的，它 把世界大洋联系在一起，使世界大洋的各种水 文、化学要素及热盐状况得以保持长期稳定。
第二节 海流运动控制方程
• 运动方程：所谓海水运动方程，实际上就是牛 顿第二运动定律在海洋中的具体应用。
dV dt

F
dw dt
在直角坐标系中，它的三个分量方程为：
du dt

Fx ,
dv dt


Fy ,


Fz
第二节 海流运动控制方程
显然，只要给出作用力，便可由方程了解 海水的运动状况。 作用在海水上的力有多种，归结起来可分 为两大类： 一是引起海水运动的力，诸如重力、压强 梯度力、风应力、引潮力等； 另一类是由于海水运动后所派生出来的力， 如地转偏向力（Coriolis力，亦称为科氏力）、 摩擦力等。
不适合描述流体元的运动变形特性
拉格朗日观点是重要的
适合描述流体元的运动变形特性
流体力学最常用的解析方法
第二节 海流运动控制方程
海水的各种运动都是在力的作用下产 生的，其运动规律同其它物体的运动规律 一样，遵循牛顿运动定律和质量守恒定律。 为达到定量地研究海水运动规律，以下将 简要地介绍一下海水的运动方程及连续方 程。
第五节 大洋环流
一、风生大洋环流(上层)
• 1948年，斯托梅尔 （H.Stommel）——均质 大洋环流结构。 后来，蒙克 （W.H.Munk）——视北 太平洋为三角形大洋， 获得了如右图的流线分 布。
•
第五节 大洋环流
二、热盐环流
• 由温盐变化引起的环流常被称为热盐环流。在大 洋中下层占主导地位。相对风生环流而言其流动 是缓慢的，具有全球大洋的空间尺度。
第五节 大洋环流
三、世界大洋环流和水团分布
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 道流与北赤道流，亦称信风流。赤道流的特点：高温、高 盐、高水色、透明度大。 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， 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。 • 湾流(Gulf Stream)：佛罗里达流、湾流和北大西洋流 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 续流和太平洋流合称黑潮流系。第二大暖流
第四节 风海流
2、运动方程及其解
科氏力
湍切应力
在海面合成流的方向右 偏于风矢量方向45°
埃克曼螺旋线
第四节 风海流
二、浅海风海流的基本特征
• 实际海洋的深度是有限的，特别在浅海 中海底的摩擦必须考虑。这就导致了它与 无限深海漂流结构的差异。 • 水深越浅，从上层到下层的流速矢量越 是趋近风矢量的方向。 • 水深（h）> 0.5 摩擦深度（D）时，则与无 限深海相似。（D与风速和纬度有关）
第二节 海流运动控制方程
1、重力： G=mg
2、压强Biblioteka Baidu度力：
第二节 海流运动控制方程
3、科氏力：研究地球上的海水或大气的大
规模运动时，必须考虑地球自转效应， 或称为科氏效应。
科氏力
第二节 海流运动控制方程
4、切应力 ： • 当两层流体作相对 运动时，由于分子 粘滞性，在其界面 上产生的一种切向 作用力。