第六讲大洋环流理论
大洋环流
4、大西洋洋流 湾流 湾流长约3000多公里， 宽约120公里; 表层水温约25℃; 流量约为全世界河流总量 的120倍;
5、印度洋洋流 北印度洋季风漂流 冬季，北印度洋盛行东北季风，形成东北季风漂 流； 夏季，北印度洋盛行 西南季风，形成西南 季风漂流。
6、南极绕极环流 绕极环流的特点是低温、低盐，冬季大部分水 温在冰点左右，流量相当于世界大洋中最强大的湾 流和黑潮的总和，但流速仅为其1/10。
2、作用于洋流的力 风对海水的应力：风对海面的摩擦力 海水的梯度力：处于压缩状态下的流体，能产生 向外膨胀的力 地转偏向力 摩擦力：当海水作相对运动时，流速不同的海水 之间就会发生动量交换，表现为内切应力的摩擦力
二、世界大洋表层环流系统 大气与海洋之间相互作用、相互影响，大气在 海洋上获得能量而产生运动，大气运动又驱动着海 水，海面上的气压场和大气环流决定着大洋表层环 流系统。 1、大洋表层环流特点 大洋表层环流与盛行风系相适应，所形成的格局 具有以下特点：
副热带环流 分布在南北纬50°之间，并在赤道两侧成非对称 出现。洋流都具有高温、高盐、水色高、透明度大 的特点。 西风漂流 副极地环流
3、太平洋洋流
黑潮 起源于菲律宾吕宋岛以东海区，流经台湾一带， 东到日本以东与北太平洋西风漂流相接。
特点： 在台湾以东黑潮宽度约277.8公里 平均厚度约400米，最大厚度可达1000多米 强流带靠近大陆一侧，在主轴右侧有巨大旋涡， 流路如蛇形； 流速在台湾以东为50—80cm/s，到琉球以西增 到100—130cm/s; 流量相当全世界河流总流量的20倍。
以南北回归高压带为中心形成反气旋型大洋环流； 以北半球中高纬海上低压区为中心形成气旋型大 洋环流； 南半球中高纬海区没有气旋型大洋环流，而被西 风漂流所代替； 在南极大陆形成绕极环流； 北印度洋形成季风环流区。
大洋环流模式图
大洋环流模式图1．洋流的分布2.北印度洋海区冬、夏季环流系统在北印度洋海区，由于受季风影响，洋流流向具有明显的季节变化。
(1)冬季，盛行东北风，季风洋流向西流，环流系统由季风洋流、索马里暖流和赤道逆流组成，呈逆时针方向流动。
(见下图甲)(2)夏季，盛行西南风，季风洋流向东流，此时索马里暖流和赤道逆流消失，索马里沿岸受上升流的影响，形成与冬季流向相反的索马里寒流，整个环流系统由季风洋流、索马里寒流和南赤道暖流组成，呈顺时针方向流动。
(见图乙)洋流的判定方法1．判定洋流所处的半球(1)依据等温线的数值变化规律，确定洋流所处的半球。
等温线数值自南向北递减，则位于北半球(图1)；反之则位于南半球。
(2)依据纬度和环流方向组合图，确定洋流所处的半球。
如图2是以副极地(纬度60°)为中心逆时针的大洋环流，则该大洋环流位于北半球中高纬度海区；图3是以副热带(纬度30°)为中心顺时针的大洋环流，则该大洋环流位于北半球中低纬度海区；同理，图4大洋环流位于南半球中低纬度海区。
2.判定洋流流向洋流位于海水等温线弯曲度最大处，并与等温线垂直，洋流流向与等温线凸出方向一致(图1中的洋流M和N)。
3.判定洋流性质(1)由水温高处流向水温低处的洋流为暖流(图1中的洋流M)；反之则为寒流(图1中的洋流N)。
(2)通过判定洋流所处的半球，在北半球，自南向北的洋流为暖流，反之则为寒流；南半球情况相反。
(3)通过纬线的度数变化规律，由较低纬度流向较高纬度的洋流一般为暖流，反之则为寒流。
4．判定洋流名称(1)利用等温线图或纬度—环流方向组合图，判定洋流名称程序如下：判定洋流所处的南北半球；判定洋流所处的纬度带；判定洋流所在的大洋以及洋流所处大洋环流的位置，最终确定洋流的具体名称。
(2)利用大陆或岛屿同洋流的相对位置判定洋流名称：依据已知的大陆或岛屿形状确定大陆或岛屿的名称；根据大陆或岛屿同洋流的相对位置关系知识，确定洋流名称。
《大洋环流》课件
大洋环流的形成原因
1 热力驱动原因
区域温度的差异引起水的 密度变化，产生大气对大 洋水体的加热或冷却，从 而引发大洋环流。
2 风力驱动原因
地球表面地形和气压变化 改变了风的方向和速度， 形成了一些区域性的、周 期性或暂时性的洋流。
3 密度驱动原因
溶质、温度、盐度等因素 经过调节造成水的密度变 化，导致大洋环流形成。
大洋环流
在地球几乎70%的表面上，有着广阔的海洋，大洋环流是其中的一个重要组成 部分。人类利用大洋环流进行了丰富的海洋文化建设、物资经济管理、海洋 环保投入等海洋科技研究和大气环流研究。
《大洋环流》PPT课件
大洋环流是地球上重要的水循环系统之一，通过气候、风、地球自转等多种 因素的作用，影响着我们所生活的世界。
地球大洋环流分类
表面大洋环流
由气候、地球自转和风力作用形成，负责在热带和 亚热带的海域之间循环。
深层大洋环流
海水深度达到3000米以下的地球内部环流，与表面 大气和海洋运动形成独立循环系统。
大洋环流的观测和研究方法
浮标观测技术
通过浮标的轨迹及其温、盐度数据来研究探险对象的运动特征，航海器和浮标之间能够时刻 保持联络。
卫星遥感技术
利用卫星遥感技术获取目标海域的海水表面温度、盐度等多种信息，研究对象的运动规律， 并结合气象数据分析气候变化。
计算机模拟方法
通过计算机建立复杂的海洋环流模型，进行数值模拟和预测，可模拟和探索各种气候、天气 及海洋相关的科学问题。
大洋环流对气候的影响
1
大气环流的形成和变化
2
大气环流与大洋环流密切相关，大洋环
流与海洋转运和气候变化有关。
3
全球热量输送
大洋环流作为水-气交换的重要载体，将 能量有效输送到全球各地，制约着气候 变化的趋势。
大洋环流系统
4.底层水的环流
地层水位于深层水之下，遍布于大洋海底之上。 地层水来源于南极大陆和北冰洋附近。
世界大洋环流体系由表层（包括次表层水）环流、 中层环流、深层环流和底层环流所组成。表层环流系 统主要是风成环流。中层水、深层水和底层水均为热 盐环流。表层水、次层水、中层水、深层水和底层水 在其运动过程中，进行着全球性的大量交换与循环， 这构成了世界大洋中统一的环流体系。
表层水、次层水和中间水的共同特点是：从海洋表面到 1000米深，都明显地存在着反气旋型环流，就是由地转偏向力 所决定的。
3.深层水的环流
中层水以下，到4000-5000米深为深层水，其形成 主要是热盐环流。环流形态与以上三层水有显著不同， 成为独立的环流系统。 深层水特征:中低纬度水温为1.5-3.0℃，盐度为 0.0346-0.035，密度较小；高纬区水温低，盐度小， 密度大；南北极附近海区，2000米以下水温为-0.011.0℃，盐度小于0.035，密度大。
海洋极锋带
黑潮、东澳大利亚暖流、湾流、巴西暖流、莫桑 比克暖流，受地转偏向力的影响，到西风带则转变为 西风漂流。西风漂流与寒流之间，形成海洋极锋带。 极锋带两侧海水性质不同，冷而重的海水潜入暖而轻 的海水之下，并向低纬流去。南半球因三大洋面积彼 此相连，风力强度常达8级以上，所以西风漂流得到 了充分的发展。
它对南北半球水量交换起着重要作用，特别是大西洋，南大西 洋的水可穿过赤道达北纬10°以北，并与北大西洋水相混合。
逆赤道流和赤道替流
赤道洋流遇到大陆后，一部分海水由于信风切应力南北向分 速分布不均和补偿作用而折回，形成逆赤道流和赤道替流。其基 本特征： 1）逆赤道流：与赤道无风带位置相一致，从西向东流动，流速约 为40-60厘米/秒，最大可达150厘米/秒，为高温低盐海水。 2）赤道替流：位于赤道海面以下，流动于南北纬2°之间，轴心位 于赤道海面下100米出，轴心最大流速约100-500厘米/秒。
世界大洋环流和水团分布
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。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。其共同特点是：在西风漂流区内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。极锋两侧的水文和气候状况具有明显差异。
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岸吹，而且风速分布不均，即近岸小，海面上大，从而造成海水离岸运动所致。
由于东边界流是来自高纬海区的寒流，其水色低，透明度小，形成大气的冷下垫面，造成其上方的大气层结稳定，有利于海雾的形成，因此干旱少雨。与西边界流区具有气候温暖、雨量充沛的特点形成明显的差异。
世界大洋上层的铅直向环流
总特征
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。在赤道上，西向的南赤道流，在赤道两侧分别向南与向北辐散，导致海水上升；在南赤道流与赤道逆流之间(3°～4°N)，由于海水辐聚而导致下沉；在赤道逆流与北赤道流之间(10°N)又形成了海水的辐散上升。由于连续性的原因，上述上升或下沉的海水在一定的深度上便形成了经向的次级小环流。它们分布在25°N～20°S之间，所处深度较浅，仅变动于50～100m之间。正是由于这些次级小型环流的存在，使得赤道海区表层的热量和淡水盈余向高纬方向输送，部分调节了热盐的分布状况，使其得以相对稳定。
《大洋环流》PPT课件
北顺南逆 东寒西暖
〔3〕南半球高纬度海区： 西风漂流〔向东流〕 南极环流〔向西流〕
洋流分布规律
(1) 中低纬海区：以 __副__热__带___为中心， 北顺___ 南_逆___ ，大洋东_寒___ 西_暖___。
(2) 中高纬海区：以 _副__极___地___为中心， 北半球：逆___时针，大洋东_暖___ 西_寒___； 南半球：西___风__漂__流__和___南__极___环__流。
暖流
200C 150C 100C
南半球 暖流
由等温线可判：
1、半球 北半球 (1月) 2、季节
3、海陆 4、洋流
北半球(7月)
探索 暖流的水温一定比寒流高吗？
阿拉 斯 加
流暖
3、按成因分类
风海流：受盛行风影响形成 密度流：受海水盐度影响形成
补偿流
由于风或密度差异使海区 海水流出后，相邻海区的
海水来补充形成的
漂流瓶 思考:漂流瓶经过哪些洋流?
2、世界洋流分布规律
例1：读上图，完成： (1)在图中的两幅海水等温线图中，虚线表示洋流，以 下表达中，不正确的选项是 A.①是暖流，位于北半球 B.②是暖流，位于南半球 C.①②均向北流动 D.①位于大陆东岸，②位于大陆西岸
2、世界洋流分布规律
例1：读上图，完成：
密度流
补偿流
密度流
直布罗陀海峡两侧海水盐度剖面及海水流向
海洋水体运动的主要动力是什么？运动方向 受哪些因素的影响？
二、洋流的形成
1、盛行风是海洋水体运动的主要动力。
在盛行风的吹拂下，海水向前漂流。
2、陆地形状和地转偏向力会影响洋流方向
第六讲大洋环流理论
使用滑动条件
I [1 ex / 2M
(cos 3x
2 M
1 sim 3x )]
3 2 M
v 2 I ex/ 2M (cos 3x 1 sim 3x )
3 M
2 M 3 2 M
2 I ex/ 2M sim( 3x )
3
2 M
2 M
Munk解和观测的对比
• Munk解不仅可以 得到西边界流，还 可以解出回流区
• 考虑上下面摩擦作用，积分Sverdrup关系
0v d0 fz w to w p bo k t ˆ t o tm o p bo tt cu k r l
• 假定垂直流速为0，忽略底摩擦的作用
VS
0Hvdz curl0
Sverdrup平衡给出了经向流速和风应力的
Ekman层运动方程
• 达到定常状态，只有科氏力和垂直湍摩擦 力平衡
风应力
垂直湍粘 性系数
Ekman流的垂直结构特征
• Ekman螺旋
• 海洋表层的流动 都基本符合 Ekman流特点， 在北半球，流动 偏向风的右方， 在南半球，流动 偏向风的左方。
Ekman层和Ekman层深度
• 风对海洋的直接作用只在Ekman层， Ekman层的深度表示如下（此时流动和海 表流速方向相反）：
C(y)需要其他的边界条件确定
无滑动条件，则x=0处v=0
[1 ex / 2M (cos 3x 1 sim 3x )] 2 M 3 2 M
v 2 I ex / 2M sim( 3x )
3 M
2 M
I ex / 2M [cos( 3x ) 1 sim( 3x Nhomakorabea]M
2 M 3 2 M
温跃层环流理论发展
大洋环流模式图
大洋环流模式图1．洋流的分布名称副热带大洋环流副极地大洋环流分布海区中低纬度副热带海区北半球中高纬度海区环流方向北半球：顺时针南半球：逆时针北半球：逆时针组成环流的洋流性质大陆东岸或大洋西岸：暖流大陆东岸或大洋西岸：寒流大陆东岸或大洋西岸：寒流大陆西岸或大洋东岸：暖流太平洋北太平洋南太平洋——大西北大西洋洋南大西洋——印度洋北印度洋——南印度洋——2.北印度洋海区冬、夏季环流系统在北印度洋海区，由于受季风影响，洋流流向具有明显的季节变化。
(1)冬季，盛行东北风，季风洋流向西流，环流系统由季风洋流、索马里暖流和赤道逆流组成，呈逆时针方向流动。
(见下图甲)(2)夏季，盛行西南风，季风洋流向东流，此时索马里暖流和赤道逆流消失，索马里沿岸受上升流的影响，形成与冬季流向相反的索马里寒流，整个环流系统由季风洋流、索马里寒流和南赤道暖流组成，呈顺时针方向流动。
(见图乙)洋流的判定方法1．判定洋流所处的半球(1)依据等温线的数值变化规律，确定洋流所处的半球。
等温线数值自南向北递减，则位于北半球(图1)；反之则位于南半球。
(2)依据纬度和环流方向组合图，确定洋流所处的半球。
如图2是以副极地(纬度60°)为中心逆时针的大洋环流，则该大洋环流位于北半球中高纬度海区；图3是以副热带(纬度30°)为中心顺时针的大洋环流，则该大洋环流位于北半球中低纬度海区；同理，图4大洋环流位于南半球中低纬度海区。
2.判定洋流流向洋流位于海水等温线弯曲度最大处，并与等温线垂直，洋流流向与等温线凸出方向一致(图1中的洋流M和N)。
3.判定洋流性质(1)由水温高处流向水温低处的洋流为暖流(图1中的洋流M)；反之则为寒流(图1中的洋流N)。
(2)通过判定洋流所处的半球，在北半球，自南向北的洋流为暖流，反之则为寒流；南半球情况相反。
(3)通过纬线的度数变化规律，由较低纬度流向较高纬度的洋流一般为暖流，反之则为寒流。
4．判定洋流名称(1)利用等温线图或纬度—环流方向组合图，判定洋流名称程序如下：判定洋流所处的南北半球；判定洋流所处的纬度带；判定洋流所在的大洋以及洋流所处大洋环流的位置，最终确定洋流的具体名称。
大洋环流规律
大洋环流规律嘿，朋友们！咱今儿来聊聊大洋环流规律这档子事儿。
你说这大洋环流啊，就像是地球这个大舞台上一场永不落幕的盛大舞蹈！那海水就像是一群欢快的舞者，不停地旋转、流动。
你想想看啊，那赤道附近的海水，被太阳晒得暖乎乎的，就跟咱们夏天吃了根冰棍儿一样开心，变得轻了起来，然后就往上涌。
这一涌可不要紧，旁边的海水就得赶紧补过来呀，就这么着，形成了一股洋流。
这就好比是一群小伙伴在玩抢凳子游戏，一个人起来了，其他人就得赶紧去占那个位置。
再往北或者往南一些呢，海水变冷了，变重了，就开始往下沉，又带动了别的海水流动。
这多有意思啊！而且啊，这些洋流可不只是自己玩，它们还带着各种东西一起旅行呢！什么营养物质啦，小鱼小虾啦，都跟着洋流到处跑。
这就好像是一辆辆大卡车，装满了货物，在公路上不停地跑。
有的把货物送到了这个地方，有的送到了那个地方。
有些地方本来没啥资源，嘿，洋流一来，带来了丰富的养分，生物们可就乐开了花，一下子就热闹起来了。
你说要是没有这大洋环流，那海洋不就变得死气沉沉的啦？那可不行！这大洋环流就像是海洋的生命之泉，让海洋充满了生机和活力。
还有啊，大洋环流对咱们的气候也有着重要的影响呢！暖流经过的地方，就会比较温暖湿润；冷流经过的地方呢，可能就会比较寒冷干燥。
这就好比是夏天里的一阵凉风和冬天里的一把火，能给我们带来不一样的感受。
咱就说那些沿海的城市，有的地方冬天不太冷，夏天不太热，多舒服呀！为啥呀？还不是因为有大洋环流在那帮忙调节气候嘛！要是没有这大洋环流，那天气还不得乱了套呀！所以说呀，这大洋环流可真是太重要啦！咱们可得好好了解了解它，珍惜它。
可别小瞧了这海水的流动，它们里面蕴含着大大的奥秘呢！你说是不是？咱得好好保护海洋，让这美妙的大洋环流一直跳下去，给我们带来更多的惊喜和好处！。
大洋环流总结
Sverdrup关系仅在大洋Ekman层以下，且不是海底和大洋边界时成立。Sverdrup平衡要求在海底、海表W=0,且海底和海表无起伏，海底应力忽略，较脆弱，Sverdrup理论只能回答大洋内区的流场分布，无法解决西边界流问题。
七、西向强化
忽略海底地形、海面起伏和海底的垂直速度，在Ekman层以下的地转层内方程变为：
斜压海洋：斜压海洋：等密度面和等压力面不平行▽ρ×▽P≠0。
热成风关系：涡度方程中如果运动达到定常状态，同时外力作用和相对涡度可以
忽略（大尺度运动），简化后，
热成风关系构建了垂直流速的变化和水平密度（温度）变化
之间的关系，是大洋中非常重要的流速和密度（温度）的关系式。
热成风关系的应用：a、根据大洋内部的垂向密度分布利用热成风推断北赤道流和逆流的方向，西边界流和东边界流的方向。
1、Stommal西向强化理论
假定底摩擦最重要，忽略其他项，只保留Beta项：，得出β效应是造成西向强化的主要原因。
2、Munk西向强化理论
假定侧摩擦最重要，忽略其他项，只保留Beta项：
Munk解不仅可以得到西边界流，还可以解出回流区。
3、惯性西边界层理论
假定惯性项也就是非线性项重要：，物理上更切合实际。
对垂直积分得： 即 ，由此得：只要w0> 0，内区的径向流动就是向极地的，质量守恒要求存在一个深层反向的西边界流。
2、缺陷是忽略了对热盐环流影响很大的地形作用，在AABW（南极底层水）深度处并不明显，而且内区流并不是径向流占优，相反是纬向流很大。
十、Stommel双盒模式（纯热力学）
1、设计了一个由两条管子连接的由两个盒子组成的简单模式，温度和盐度是由松弛条件驱动的，流率q由两容器间的密度差决定，由温盐守恒定律可得：
大洋环流系统
大洋表层环流系统 大洋深层环流系统
大洋表层环流系统：
大气与海洋之间的相互作用： 大气在海洋上获得能量而产生运动； 大气运动又驱动着海水； 这样多次的动量，能量和物质交换就制约着大 气环流和大洋环流。 海面上的气压场和大气环流决定着大洋表层环 流系统。
大洋表层环流模式：
大洋表层环流与盛行风系相适应。 格局特点：（总体规律）
赤道洋流遇大陆后，另一部分海水向南北分流， 在北太平洋形成黑潮（日本暖流）；在南太平 洋形成东澳大利亚洋流；在北大西洋形成湾流 （墨西哥湾暖流）；在南大西洋形成巴西洋流； 在南印度洋形成莫桑比克洋流
共同特点：高温、高盐、水色高、透明度大
其中最著名的是黑潮和湾流 黑潮：
水源：北赤道流；北太平洋西部亚热带海水；
北印度洋季风漂流： （冬逆夏顺）
夏季，由于南半球的东南信风随太阳直射点的北 移而越过赤道，受地转偏向力的影响形成西南季 风，北印度洋的表层海水在西南季风的作用下向 东流，呈顺时针方向； 冬季，主要是由于北半球的东北信风随太阳直射 点的南移，控制北印度洋地区，在东北信风的作 用下，北印度洋海水向西流，呈逆时针方向
中层水 冷水环流系统 深层水 底层水
暖水环流系统：
范围：南北纬40°~50°之间，从海洋表面到 600~800米深 水文特征：垂直涡动、对流较发达；温度、盐度具 有时间变化；受气候影响明显；水温较高； 冷水环流系统： 分布：大洋深处。从两极大洋表面一致伸展 到大洋底部 水文特征：垂直紊动不发达，洋流主要作缓 慢的水平流动;由于他源于高纬海区，所以低 温、盐度小，成为冷水环流；
流经地：我国台湾一带，东到日本以东与北太平洋西风 漂流相接 主要特点：
流幅：台湾以东黑潮大约宽度约150海里，强流带靠近大
大洋环流动力学能量学
大洋环流中的动力学能量学问题摘要：本文就大洋环流根据物理学海洋学有关知识讨论了大洋环流中的力与能量、海流的西向强化现象以及热盐环流。
关键词：大洋环流中的能量与力、海流的西向强化、热盐环流一、大洋环流的定义大洋环流是指海流在大洋中流动的形式是多种多样的，除表层环流外，还有在下层里偷偷流动的潜流，由下住上的上升流，向底层下沉的下降流，海流水温高于周围海温的暖流，水温低于流经海域的寒流，水流旋转的涡旋流，等等。
海流遍布整个海洋，既有主流，也有支流，不断地输送着盐类、溶解氧和热量，使海洋充满了活力。
二、大洋环流的动力学1、大洋环流中的力与能量大洋中能量存在的形式有重力位能,动能,内能以及由于海洋中溶解盐分所导致的化学势能。
然而，大洋中的能量平衡与大气中的能量平衡有很大区别。
大气环流多半由下垫面加热和上边界冷却驱动，可是海洋只是在上边界受到冷却和加热。
重力位能的来源包括太阳和月球引起的潮汐,海表大气压力的脉动以及海表淡水通量。
潮汐力来源于地球本身引力和太阳以及月球对于地球的引力之差。
如果潮与引潮力总处于严格的平衡状态,引潮力就不会做功,因此引潮力对大洋环流就不会作贡献。
但是由于摩擦作用潮总是滞后于引潮力,因而导致潮流,所以潮汐对于海洋中重力位能的贡献就来源于潮汐的耗散。
此外蒸发和降水以及径流造成的海-气界面上的淡水通量可以改变大洋的重力位能,这是因为蒸发和降水发生在不同的高度上，然而实际上淡水通量对于大洋环流的重力位能贡献是非常小的。
海洋中内能的直接来源是海表加热和冷却。
海表加热主要由于太阳辐射,不过这时候相当于把海-气界面上各种热交换形式笼统地归纳为大气加热和冷却。
据估算海-气相互作用对内能的贡献约为15102 W,约等于海洋中由低纬度向高纬度的热输送量。
而海洋中由低纬度向高纬度的热输送量大约是地球气候系统中总的热输送量的50%，所以不难看出海洋在气候系统中的作用是举足轻重的。
同时我们也不能忽视地热对于海洋热能的贡献，尽管它的贡献只有海表热通量对内能贡献的百分之一二。
大洋环流和海气相互作用的数值模拟
大洋环流和海气相互作用的数值模拟（研究生课程讲义第二稿）中国科学院大气物理所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室（LASG)全球海气耦合模式课题组2007年9月大洋环流和海气相互作用的数值模拟前言张学洪(zxh@)“大洋环流和海气相互作用的数值模拟”是中国科学院大气物理研究所（IAP）大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点试验室（LASG）全球海气耦合模式课题组集体开设的一门研究生课程，可以看作“气候数值模拟”的入门课程之一。
自上世纪80年代末以来，这个课题组一直从事于LASG/IAP大洋环流数值模式和海洋—大气耦合模式的发展、改进、应用和评估等方面的研究工作，这个过程是和课题组成员对大洋环流和海气相互作用的观测事实和动力学理论的学习和理解相结合进行的。
Robert, H. Stewart在他的《Introduction to Physical Oceanography》一书中说：“Data, numerical models, and theory are all necessary to understand the ocean. Eventually, an understanding of the ocean-atmosphere-land system will lead to predictions of future states of the system”（图P1）。
的确，在海洋—大气耦合系统的研究中，观测、理论和数值模式三者是缺一不可的，而“understanding”则是整个链条的核心环节。
我们自己的经验也表明，模式发展一定要和观测、理论研究相结合，模式进步的基础在于“understanding”。
所以，本课程的侧重点虽然是“数值模拟”，但也力图将观测和理论结合进来，以期选修本课程的研究生（无论他们将来从事模式发展还是模式应用）在学习有关入门知识的同时，也能对以上的道理有所领悟。
第六讲风生大洋环流理论
第一节 Ekman层
本节的目的是回答这样一个问题，在风的 直接作用下，海洋表层的海水如何流动 1. 惯性运动 2. Ekman层运动 3. Ekman输运和Ekman抽吸 (pumping)
1. 惯性运动
• 考虑一种简单的 情况：在海面吹 过一阵强风后， 海水仅仅在惯性 下运动，同时假 定压强梯度力可 以忽略。
(cos
3x 2 M 3x
1 3x sim )] 3 2 M 1 3 ) sim 3x 2 M )
x / 2 M
(cos
2 M
I
2 M
e
x / 2 M
sim(
3x 2 M
Munk解和观测的对比
• Munk解不仅可以 得到西边界流，还 可以解出回流区
西边界流的回流区
Beta效应的存在是东西不对称的主要原因
第六节 环流理论应用
1. 有地形情况下的西边界流 2. 绕岛环流理论 3. 大洋和边缘海相互作用-绕岛环流应用
1 有地形情况下的西边界流
黑潮基本在陆架上流动
50m 33
32
A1-01
A1-02
A1-03
A1-04
A1-05
A1-06
A1-07
A1-08
A1-09
1.Sverdrup关系
• 准地转位涡方程：
2 f 0 2 2 f y 0 t Hg x y y x w f0 curlF z
• 假定运动定常，忽略相对涡度和海面海底变 化，忽略风应力作用（Ekman层以下）：
• Ekman输运：
东西方向海表风应力 南北方向海表风应力
大洋环流重点
大洋环流1、描述世界海洋大致的风场和环流场特征。
（1）风场：赤道为赤道无风带，从低纬向高纬北半球依次为东北信风带、副热带无风带、中纬盛行西风带、副极地风暴带、极地东风带，南半球依次为东南信风带、副热带无风带、中纬盛行西风带、副极地风暴带、极地东风带。
从南北半球来看，以赤道为中心的风场北半球形成顺时针结构，南半球形成逆时针结构；以副极地为中心的风场北半球形成逆时针结构，南半球形成顺时针结构。
这决定了上层海洋的环流分布。
（2）环流场：上层海洋的环流分布受风场驱动，也受陆地边界等其他因素的影响。
分布规律为：中低纬海区：以副热带为中心的大洋环流，北顺南逆。
北半球中高纬度海区：逆时针环流。
南极大陆外围：西风漂流（陆地影响）。
北印度洋海区：季风洋流，夏顺冬逆。
太平洋的地形：宽广的海盆，众多海脊岛屿赤道流系：北赤道流、北赤道逆流、南赤道流、南赤道逆流、赤道潜流赤道潜流：主要与南太平洋的水有关⏹西太平洋：核心在200米左右⏹东太平洋：核心在50米左右北赤道流和南赤道流⏹都是典型的风生环流，都在风最强的季节里最强，北赤道流量大于南赤道流，北赤道逆流是南北赤道流的分界线，太平洋流南北不对称，南赤道流越过赤道。
北太平洋环流系统：副热带逆流、黑潮、黑潮延续体、北太平洋流、加利福尼亚流、亲潮黑潮及延伸体⏹世界上最强的西边界流之一⏹流速可以达到2m/s，流量大约100SV⏹高温高盐北太平洋海流⏹流速慢，流幅宽⏹受风场影响较大⏹流动变化较小加利福尼亚寒流⏹流速慢，流幅宽⏹变化大，瞬时观测中较难发现⏹形成低温低盐舌⏹加利福尼亚寒流对应的上升流，一般东边界的寒流附近都存在显著的上升流南太平洋环流系统：南赤道流、东澳大利亚海流、西风漂流、秘魯海流东澳大利亚海流⏹相对黑潮和湾流弱⏹流量大约15SV⏹在南纬34度左右离开澳大利亚西风漂流（南极绕极流）⏹流速快，流幅宽⏹环绕整个南大洋⏹整个全球海洋环流的能量主要集中于此秘鲁海流⏹ 世界著名的上升流区，生产力最强的海区 ⏹ ENSO 现象最显著的区域大西洋的地形：大洋中脊的存在 狭长的形状 大西洋平均的风场• 风场的辐合带同样在北半球，低纬和极地附近大致是东风带，而在中纬是西风带 • 大西洋南半球风场南北分量较强，原因是大西洋东西较窄 大西洋的基本环流：赤道流系和南北海盆的副热带环流与太平洋类似 北大西洋流系：北赤道流、湾流、亚述尔海流、加纳利海流湾流：世界上流量最大的西边界流，流速超过2m/s ，高温高盐水，对美洲和欧洲的气候意义重大南大西洋流系：南赤道流、巴西海流、南大西洋流、本格拉海流巴西海流：西边界流，流速较强，流量小于黑潮和湾流 印度洋风场：冬季盛行东北季风，夏季盛行西南季风在冬、夏季风作用下形成季风环流。
《大洲和大洋》大洋环流揭秘
《大洲和大洋》大洋环流揭秘在我们生活的这个蓝色星球上，大洋环流如同看不见的“巨手”，悄然影响着全球的气候、生态和人类的生活。
那究竟什么是大洋环流？它又是如何运作的呢？让我们一起揭开这神秘的面纱。
大洋环流，简单来说，就是海水大规模的定向流动。
这种流动可不是随意的，而是遵循着一定的规律和路径。
想象一下，整个海洋就像是一个巨大的“输送带”，海水在上面不断地循环流动。
其中，最著名的大洋环流当属“湾流”和“黑潮”。
湾流从墨西哥湾出发，沿着美国东海岸向北流动，给欧洲西北部带来了温暖湿润的气候。
要是没有湾流的“温暖抱抱”，欧洲的冬天可能会更加寒冷难熬。
而黑潮则沿着日本列岛东侧向北流动，对周边地区的气候和渔业资源有着重要的影响。
那么，是什么力量驱动着大洋环流呢？首先，风是一个重要的“推手”。
盛行风长期吹拂着海面，推动海水流动。
例如，在赤道附近，东北信风和东南信风驱动着海水向西流动，形成了赤道暖流。
其次，海水的温度和盐度差异也起着关键作用。
由于海水温度和盐度的不同，导致海水密度存在差异。
密度大的海水会下沉，密度小的海水则上升，从而形成垂直方向上的环流。
大洋环流对全球气候的影响不容小觑。
它可以调节不同地区的热量分布，使得有些地方温暖如春，有些地方则寒冷刺骨。
比如，暖流流经的地区，气温较高，降水丰富；而寒流流经的地区，则往往气候寒冷干燥。
这种热量的重新分配，对于维持地球的气候平衡至关重要。
除了气候，大洋环流还对海洋生态系统有着深远的影响。
它会带来丰富的营养物质，滋养着海洋中的生物。
一些海洋生物也会随着环流的流动而迁徙，寻找更适宜的生存环境。
例如，某些鱼类会顺着洋流洄游，进行繁殖和觅食。
然而，人类活动的不断加剧，正在给大洋环流带来一些意想不到的变化。
全球气候变暖导致冰川融化，大量淡水注入海洋，这可能会改变海水的盐度分布，进而影响大洋环流的模式。
此外，过度捕捞、海洋污染等问题也威胁着海洋生态系统的平衡，从而间接影响着大洋环流的稳定。
海洋科学中的大洋环流动力学研究
海洋科学中的大洋环流动力学研究一、导言大洋环流动力学是海洋科学中研究海洋中水的运动和物质传输规律的重要领域，涉及海洋物理、海洋化学、生物学等多个学科。
本文将介绍大洋环流动力学的研究现状以及对海洋环境和气候变化的影响。
二、大洋环流概述大洋环流是海水在深海中的运动规律，主要由全球性的风场、温盐驱动和古老海底地形等要素所控制。
大洋环流分为海表层环流、深层环流和边界流三种类型。
其中海表层环流主要由季节风、经纬向风和海水密度差异等因素所驱动，深层环流受地球自转和海底地形等重要影响而产生。
边界流则是一种源自海陆边界的相对窄小的海流。
大洋环流具有周期性、季节性、年际变化和长期趋势等不同尺度上的变化特征。
三、大洋环流的研究方法大洋环流的研究方法主要包括海洋观测、数值模拟和卫星遥感等。
海洋观测通常采用部署浮标、海面漂流仪、深水浮标、上升降落式探测器等各种船舶测量设备或使用固定自流撒器、地形跟踪探测器、深海浮标等固定观测系统来采集数据。
海洋观测海区通常集中在Tropical Ocean and Global Atmosphere (TOGA)计划、World Ocean Circulation Experiment (WOCE)计划、Argo计划等国际合作计划。
数值模拟则借助计算机模拟手段，建立大洋环流的数学模型，通过连续数值求解来模拟水流和物质传输规律。
而卫星遥感则可以获得广泛的海洋环境数据，如海面温度、海表盐度、海表高度、海洋洋流等，可用于监测和预测全球海洋变化趋势。
目前，大洋环流动力学研究常采用多种综合手段和方法，以便对海洋环境变化和气候变化做出更准确的预测和分析。
四、大洋环流的重要影响大洋环流对海洋环境和气候变化有着非常重要的影响。
首先，大洋环流是海洋中水的运动规律，是海洋深层水和表层水物质交换的主要方式。
其次，大洋环流对海洋生态系统的维持和减缓温度的变化也起着重要作用。
长期的环流变化会产生巨大的影响，如阿邦冰架的崩塌、大堡礁的白珊瑚珊瑚死亡现象等。
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X
第三节 Stommal西向强化理论
1. 无量纲方程的建立
2. Stommal西向强化理论
1.无量纲方程的建立
底摩擦和侧摩擦的引入
• 在动量方程中考虑如下形势的底摩擦和侧摩 擦力： du 1 p 2u
dt fv
x
ru AH
x 2
• 原来的准地转位涡方程：
2 2 f 0 f f 2 w 2 0 0 f 0 y hB f0 curlF t Hg x y y x H Hg z
斜压理论的引出——温跃层如何形成？
• 分子热扩散能够带来大约1米量级的温跃层 深度 • 湍扩散能够带来大约100米的温跃层深度 实际海洋中温跃层深度大约为500米，因而 上述两种机制都无法实现实际海洋的温跃 层，说明非线性平流作用的重要的，理论 突破应该从这里入手
1. 2. 3. 4. 引言 一层半海洋 两层半海洋 多层到连续层化海洋
1.引言
• 海洋存在典型 的温跃层，厚 度大约在1km • 海洋的环流基 本集中在温跃 层之上 • 温跃层以下海 水比较均匀， 环流很弱
斜压风生环流理论的研究目的
• 斜压风生环流理论（温跃层环流理论）是 为了解决大洋上层温跃层的结构及流动问 题，正压理论并没有告诉我们任何关于大 洋环流垂直结构的信息，因而需要更复杂 的斜压理论，几乎所有的斜压理论都将 Sverdrup理论作为研究的起点 • 位涡均一化和通风温跃层是其中最重要的 斜压风生环流理论
1. 惯性运动
• 考虑一种简单的 情况：在海面吹 过一阵强风后， 海水仅仅在惯性 下运动，同时假 定压强梯度力可 以忽略。
求解方程
• 直径 ：Di =2V/f
周期： Ti = (2π)/f
惯性震荡的圆周运动
2. Ekman层运动
Nansen (1898)的发现
• 海表面的风吹动冰块沿着风的方向向右偏 转20-40度在运动。
• 假定运动定常，忽略相对涡度和海面海底变 化，忽略风应力作用（Ekman层以下）：
w v f z
Sverdrup关系的物理意义
w 0 z
水柱 压缩 位涡
向南运动（行 守恒 星位涡减小）
f C H
位涡守恒是海洋环流的重要定 理，也是Sverdrup关系的基础
2. Sverdrup平衡
2 2 J , we 2 E 4 t x
•
AH M u r s z 2 , , E 3 其中： L L L L L L
存在的问题1
• 东西不对称 强的西边界流 弱的东边界流
存在的问题2
内区的海水都 向南流动，温 跃层西深东浅
第四章 大洋环流理论
第一节 Ekman层
本节的目的是回答这样一个问题，在风的 直接作用下，海洋表层的海水如何流动 1. 惯性运动 2. Ekman层运动 3. Ekman输运和Ekman抽吸 (pumping)
2.Stommal西向强化理论
模型的建立
• 准地转位涡方程中假定底摩擦最重要，忽 略其他项，只保留Beta项：
2 0 2 x x
x 选择无法向流动和解在内区趋 近Sverdrup流函数两边界条件 I x, y 1 e
S
S v e r d r u p 输 运
海表的w=0 Ekman层 Ekman抽 吸速度w Ekman输运
地转层
地转输运
海底的w=0
Sverdrup输运是由Ekman输运和地 转输运共同组成
• 在地转层内垂直积分Sverdrup关系：
vG VG dz curl f D 0
第二节 Sverdrup 理论
大洋环流理论的基石
1. Sverdrup关系 2. Sverdrup平衡 3. Sverdrup理论的适用范围
1.Sverdrup关系
• 准地转位涡方程：
2 2 f 0 f0 f0 2 2 f 0 y hB t Hg x y y x H Hg w f0 curlF z
2 J , y 0 其中 x2
• 首次积分为：
2 y Q 2 x
求解方程
• 假定：
Q y
U
• x=0处满足无法向流动条件，解在内区趋向 Sverdrup流函数
I 1 e
x /I
I U
惯性边界层厚度
(cos
3x 2 M 3x
1 3x sim )] 3 2 M 1 3 ) sim 3x 2 M )
x / 2 M
(cos
2 M
I
2 M
e
x / 2 M
sim(
3x 2 M
Munk解和观测的对比
• Munk解不仅可以 得到西边界流，还 可以解出回流区
西边界流的回流区
• 忽略海底地形、海面起伏和海底的垂直速度， 在Ekman层以下的地转层内方程变为：
f0 2 2 J , WE r 2 AH 4 t x D
D为水层的厚度，We是Ekman抽吸速度
无量纲化的方程
• 将准地转位涡方程用特征流速U，特征尺度 L等量进行无量纲化，得到如下方程：
第五节 惯性西边界层理论
问题的提出： • 三个边界层尺度差不多 • Stommal和Munk边界层宽度大约200公里， 计算流速大约1m/s；实际观测发现边界层 宽度大约100公里，流速可以达到2m/s。 上述问题说明忽略惯性项，也就是非线性 项可能是错误的。
模型的建立
• 假定惯性项也就是非线性项重要：
根据Sverdrup关系 求得的内区流函数
v
I e S
x
S
Stommal边界层求解的流函数场
• Stommal能够解释出现西边界流的原因，并 能给出相对合理的西边界流场
第四节 Munk 西向强化理论
模型的建立
• 准地转位涡方程中假定侧摩擦最重要，忽 略其他项，只保留Beta项：
4 AH 0 4 x x
地转输运
Sverdrup输运
海洋内部流场的确定
• 根据Sverdrup平衡
curl x 0
• 自东边界开始积分风应力
0 x
1
xE
curl dx
由此可以得到大洋内部流函数场
风应力计算的流函数和观测到的流 函数之间的比较
加利福尼亚寒流上升流
赤道区的上升流 ——赤道东风区的Ekman抽吸
Ekman层运动总结
1. 2. 3. 4. 5. 风的瞬时吹动造成惯性运动 稳定的风的吹动形成Ekman层运动 海面Ekman流在风方向偏右45度（北半球） Ekman输运在风方向偏右90度（北半球） Ekman流的辐合辐散造成Ekman抽吸
v
x / 2 M
(cos
2 I 3 M
e
x / 2 M
sim(
I x / 2 3x 1 3x e [cos( ) sim( )] M 2 M 3 2 M
M
使用滑动条 3 e
x / 2 M
• 考虑上下面摩擦作用，积分Sverdrup关系
ˆ 0 vdz 0 f wtop wbottom k top bottom
• 假定垂直流速为0，忽略底摩擦的作用
VS vdz curl H 0
Ekman层运动方程
• 达到定常状态，只有科氏力和垂直湍摩擦 力平衡
风应力
垂直湍粘 性系数
Ekman流的垂直结构特征
• Ekman螺旋
• 海洋表层的流动 都基本符合 Ekman流特点， 在北半球，流动 偏向风的右方， 在南半球，流动 偏向风的左方。
Ekman层和Ekman层深度
• 风对海洋的直接作用只在Ekman层， Ekman层的深度表示如下（此时流动和海 表流速方向相反）：
惯性边界层的优势和不足
优势： • 考虑了惯性项和非线性项，物理上更切合 实际。 • 计算得到的西边界层厚度大概100公里，流 速可以达到2m/s，与实际吻合。 不足： • 只是一个部分的不完全解，只在内区流动 向西的区域中存在。 • 不能满足在x=0处的第二个边界条件。
西边界理论的总结
2 2 J , we 2 E 4 t x
Sverdrup理论只能回答大洋内区的流场分布，无 法解决西边界流问题，因此需要西边界流理论
Sverdrup解——共振Rossby波
q curl t x 0
Rossby波方程
Sverdrup解
Sverdrup解可以看成 是Rossby波方程的定 常解，同时其解的结 构由风场决定，相当 于共振Rossby波
0
f
fcrul f 0
f curl k f 0 0 VG VE VS
Ekman输运
VS f 0
Ekman抽 吸速度
I x, y * [1 e
x / 2 M
cos(
3x 2 M
)] C ( y)e
x / 2 M
sim(
3x 2 M
)
C(y)需要其他的边界条件确定
无滑动条件，则x=0处v=0