第五讲 海洋环流
第五讲-海洋环流基础知识
37
北纬25度的流速？
u 1 p ρ f = 2 z ρ z y
38
东经150度的流速？
v 1 p ρ = 2 f z ρ z x
39
热成风——大洋中的Beta螺旋
40
第六节 泰勒-普劳德曼定理
涡度方程中如果运动达到定常状态，同时外 力作用可以忽略（大尺度运动），斜压项为0 （正压流体）： 忽略相对涡度：
2. 涡度方程
对运动方程求旋度，得到涡度方程
dω a dω ρ × p F = = ω a u ω a u + +× 2 dt dt ρ ρ
涡度的变化 内部作用 斜压作用
外力作用
涡度方程表明：涡度的变化由内因、斜压作 涡度的变化由内因、 涡度的变化由内因 用和外因共同决定， 用和外因共同决定，绝对涡度的变化和相对 涡度的变化一样。 涡度的变化一样。
33
简化形式的热成风关系
u 1 p ρ f = 2 热成风关系构建了垂 z ρ z y 直流速的变化和水平 垂直流 水平密 密度（温度）变化之 速剪切 度梯度 间的关系，是大洋中 v 1 p ρ 非常重要的流速和密 f = 2 度（温度）的关系式 z ρ z x
34
热成风关系应用
p ρ p0 f0 z y u 1 p ρ f = 2 f0 z ρ z y
27
涡度变化原因1——内部作用
内部作用表达式： ω a u ωωa ui + vj + wk ωa k + + z x y z r u r v r u v = i ωa + j ωa k + z z x y
流体柱的垂直流速 流体柱的辐合辐 剪切导致涡度变化 散导致涡度变化
第五章 海洋环流
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).
《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。
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
第五讲海洋环流
,.第五讲大海环流一、概括1.1 海流 :大规模相对稳固的海水的流动。
（洋流）1.2 大海环流：大洋环流，海区的环流1.3 海流的成因1.3.1 外面的原因：风生海流1.3.2 内部的原因①内部压力场：海水密度散布不均匀；增减水②海水连续性：赔偿流1.4 海流的分类和命名⒈4.1 依受力及成因分：风海流、倾斜流；热盐环流1.4.2 依温度特色分：暖流、寒流依地区特色分：陆架流、赤道流、西界限流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，与风有差异研究意义 :国防、航运、渔业、天气1.5 欧拉方法和拉格朗日方法：1.5.1 拉格朗日方法：追踪水质点，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：描绘或丈量空间点处流的状况。
依各点处流速的大小方向，描绘流场。
二、描绘海流运动的相关方程简介2.1 运动方程2.1.1 单位质量海水的运动方程：ma=F2.1.2 重力和重力位势①重力 :单位质量物体所受的重力，与重力加快胸怀值相等。
g 与地理纬度φ，水深z 相关。
在海面 z=0 ，赤道与极地 ,在φ=45 °处，海面与深万米处，一般取，视为常量。
②重力位势：⑴ 海平面：静态大海，海面到处与重力垂直。
⑵ 水平面：到处与重力垂直的面。
能够有多个。
⑶ 重力位势：从一个水平面逆重力方向挪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；不一样深度的水平面，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 ）：不一样样势面之间的位势差dΦ∣Φ1－Φ2∣/(gpm)=∣z1－z2∣/(m),位势差可用深度差表示。
B.位势高度：由低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 =9.8 ，故∣Φ1－Φ2∣≠∣z1－ z2∣；但适用时，φ为同处，z1 与 z2 差异不会超万米，故近似相等。
中国近海区域海洋学：第五章 中国近海的水团和环流
1.2 沿岸水系
黄海
辽南-西朝鲜湾沿岸水：鸭绿江、大洋河、大同 江，冬季偏东岸，夏季偏西岸 江华湾沿岸水：汉江，冬季可南下，夏季堆积 在江华湾 苏北沿岸水：灌溉总渠，冬季贴岸南下，夏季 指向东北，南部被长江冲淡水顶托。水深浅潮 流强，深厚体系
1.2 沿岸水系
东海
长江冲淡水：长江、钱塘江，夏季转向 沪浙闽沿岸水：瓯江、闽江，冬季与长江冲淡 水混合 广东沿岸水：珠江，夏季被上升流截成两部分
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
2.3 外海流系
Sverdrup把从台湾南端开始到日本太平洋沿岸 35°N附近的这一段流动称为黑潮，从35°N向东 到160°E附近的流动称为黑潮续流；160°E以东 为北太平洋流。三者合称黑潮流系
2.3 外海流系
黑潮流轴
苏澳-与那国岛之间水道进 入东海
100-1000m等深线大陆坡 NE向
厚度800-1000m
2.1 环流
南海环流
2.1 环流
Dale(1956) 船舶漂流
南海环流
2.1 环流
Wyrtki(1961)
南海中尺度涡
2.1 环流
23.0等密面上的深度分布 1994.08-09，反气旋，150km
南海中尺度涡
2.1 环流
南海环流
风生环流，冬夏季反向 西向强化 中尺度涡
2.1 环流
海洋环流复习
z
z
U 0
0
y
u 0
0
y
z
u 0 z
H
z
L
U 0
H u 0 z
y
u g
为什么流速强？
z f y
46
第六节 泰勒-普劳德曼定理
• 涡度方程中如果运动达到定常状态，同时外力作用可以
忽略（大尺度运动），斜压项为0（正压流体）：
•
忽略相对涡dd度t0a ： a
u
a
u
p 2
F
f
u
加纳利上升流系统
普遍存在
V U
安哥拉海流
印度洋的季风与环流
南赤道流都有 印度洋不会到达赤道以北 赤道上有夏季西南季风流 冬季东北赤道 流 太、西在赤道以北 冬季赤道逆流只有 一条 西边界夏季索马里海流
南部的环流型，在总的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，冬夏两半年 环流方向相反。
阿古拉斯海流
• 位于30°S以南，世界上最强的海流之一，季节变 化较小
• 平均流速1.6 m/s，最大可达2.5 m/s • 流量31°S约为70 Sv，向南逐渐增加，35°S达到
95～135 Sv • 存在上升流，与风应力无关，而与等温线倾斜程
度有关
非洲南岸存在着
强大的西向阿古
拉斯海流，根据
热成风关系南半
(
du
2
u)
p
F
dt
科氏力总是和
离心力包含在
运动方向垂直
有势力里面
旋转坐标系下的运动方程和非旋转坐标系下的方程
相比，多了惯性力项，特别是科氏力的出现，使得 旋转坐标系下的运动更具特点
《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
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
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
• 一、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；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。
G 1 dp p dz
• 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。
• 在斜压场的情况下，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。其一般表达 式为
• dΦ=gdz
• 式中dΦ为所做的功，dz为物体铅直移动的 距离。联结位势相等的面称为等势面。静 态海洋的表面是一个等势面。在海洋学中， 两个等势面之间的位势差常以位势米（gpm） 为单位表示，其定义为
dΦ（gpm）=（1/9.8）gdz （5-4）
• 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）。
• 因为海水密度的分布与变化直接受 温、盐的支配，而密度的分布又决 定了海洋压力场的结构。实际海洋 中的等压面往往是倾斜的，即等压 面与等势面并不一致，这就在水平 方向上产生了一种引起海水流动的 力，从而导致了海流的形成。另外 海面上的增密效应又可直接地引起 海水在铅直方向上的运动。
• 为了讨论方便起见，也可根据海水 受力情况及其成因等，从不同角度 对海流分类和命名。例如，由风引 起的海流称为风海流或漂流，由温 盐变化引起的称为热盐环流；从受 力情况分又有地转流、惯性流等称 谓；考虑发生的区域不同又有洋流、 陆架流、赤道流、东西边界流等。
海洋环流洋流的定义与类型地转流的形成风海流的形成大洋
w a u*2
（3）
与第二章的式（2）相比，大气的密度ρa要远小于海水的密 度，但风的速度却比流速要大得多，这样对比下来，风成 切应力与水流切应力可处于相同量级（例如）。也就是说， 风应力作用于海面，可导致较高的动量向水体转移的通量， 从而带动水流随风而动
在海洋环境中，水体可能同时受到正压效应、斜压效应 和风应力的作用，即洋流的形成可能受到多种因素的作 用
P g d
x
x
P g d
y
y
（2）
式（2）就是第二章中动量方程中压力项的表达式。根据动量方程，如果压力的 水平梯度大于零，则会产生一个加速度，进而引起水体运动。在热带太平洋西部， 由于暖水的堆积而使海面抬高，于是在压力梯度的作用下，海水在西太平洋产生 北上的暖流，成为流经我国东海陆架边缘的黑潮暖流的来源，这就是正压效应形 成洋流的一个例子。
du fv, dv fu
dt
dt
上述微分方程组的解为：
u VH sin( f t) v VH cos( f t)
（4） （5）
式中， VH
(u 2
1
v2)2
，f为科氏力因子，t为时间
也就是说，在科氏力作用下，作惯性运动的水质点的运 动轨迹是一个圆，科氏力的作用方向正交于VH的方向，正好 提供了圆周运动所需的向心力。如果圆的半径为B，则根据 圆周运动的向心力与切线速度的关系，有：
那么，水质点为什么会有一个初始速度呢？其大小 又是什么因素决定的呢？
最简单情况是假设这个初始速度的产生是由于压强梯度
力的作用。设压强梯度的方向为n，则压强梯度力据前述式 （2）应为：
P g d g tan （8）
n
n
第七章-海洋环流及波动现象
7.2 与潮汐有关的天文学知识
1、某些天文学的基本概念
一、天球 二、 天赤道、黄道与白道 三、春分点、秋分点、升交点及降交点 四、 赤纬、时角和天顶距
天球
7.2 与潮汐有关的天文学知识
1、某些天文学的基本概念
一、天球 二、 天赤道、黄道与白道 三、春分点、秋分点、升交点及降交点 四、 赤纬、时角和天顶距
第七章 潮汐
潮汐现象是指海水在天体（主要是月球和太阳）引潮力作用下所产生 的周期性运动，习惯上把海面铅直向涨落称为潮汐，而海水在水平方 向的流动称为潮流。
在太平洋盆地模拟旋转潮海拔
第七章 潮汐
潮汐现象是指海水在天体（主要是月球和太阳）引潮力作用下所 产生的周期性运动，习惯上把海铅直向涨落称为潮汐，而海水在 水平方向的流动称为潮流。
2、平衡潮潮高公式
一、 潮高公式 设在不考虑引潮力的情况下，与海面重叠的那个等重力 势面的位势为Ｃ，而考虑月球引潮力后，海面上升的高 度为ｈm，于是该处的位势为：
7.4 平 衡 潮
2、平衡潮潮高公式 一、 潮高公式
7.4 平 衡 潮
2、平衡潮潮高公式 二、平衡潮潮高公式的另一种形式
ｈ1与cosT成比例，这表示：在24太阴时内，它变化一个周期，而且于月上中天时出 现最大值，月下中天时出现最小值，所以ｈ１所代表的是日潮，而ｈ1式还可看出日 周期部分随赤纬的增大而增大，赤纬为零时，日周期部分为零；ｈ2与cos 2T成比例， 这表示：在24太阴时内，它变化两个周期，且于月上、下中天时均出现最大值，故 ｈ2所代表的是半日潮，由ｈ2式还可看出半日周期部分随月赤纬的增大而减小，月 赤纬为零时，半日周期部分为最大；ｈ0这一项与T无关，而与δ有关，由于sin2δ的 周期为半个回归月，故ｈ0具有长周期（半月周期）的特性。
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。
第五章海洋环流
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。
海洋环流获奖课件
❖ 另外，在研究局部海区旳环流时，往往还需考虑与 其毗连旳海水旳侧向边界条件。
❖ 海水旳真实运动规律十分复杂，实际工作中，人们 往往采用多种近似或假定，对多种条件加以简化。
§5.3 地转流
❖ 一、地转方程及其解
❖ 二、地转流场与密度场、质量场之间旳 关系
二、地转流场与密度场、质量场 之间旳关系
❖ 实际海洋中旳地转流流速，一般是上层不小于下 层，不难从式(5—29)中看出，设v2=0，即β2=0， 则
❖ 因为ρ2＞ρ1，故上式永远为负值，即 tgβ1与 tgγ符号相反，阐明等压面与等密面相对x轴倾斜 方向相反。反之，当上层流速不不小于下层流速 时，则等压面与等密面旳倾斜方向相同。但这在 海洋中比较少见。
二、受力分析
❖ 以上仅讨论了一种很特殊情况下海水所受切应力合 力旳形式。若同步考虑海水在各方向旳速度梯度， 则单位质量海水所受应力合力旳三个分量体现式可 分别写为
二、受力分析
❖ 5、引潮力及其他 ❖ 引潮力是日、月等天体对地球旳引力以及它们之间
作相对运动时所产生旳其他旳力共同合成旳一种力。 它能引起海面旳升降与海水在水平方向上旳周期性 流动。 ❖ 另外，引起海水运动旳力还能够来自火山暴发和地 震等。
二、地转流场与密度场、质量场 之间旳关系
❖ 上述关系可用下述法则综合：当上层流速不小于下 层流速时，我们顺流而立，则在北半球密度小旳海 水在右侧，密度大旳海水在左侧，等压面自左向右 上倾斜。在南半球则相反。
❖ 实际工作中经常能够根据等温面(线)或等盐面(线) 旳倾斜方向定性地推知地转流旳方向。
三、地转流旳动力计算措施
比，赤道为０，越往极地越大。
二、受力分析
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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⒈4.1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1.5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=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/9.8∣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 =9.8，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。
⑹动力米、动力高度、动力深度是传统动力海洋学中的术语。
按SI应废止，应相应改为位势米、位势高度、位势深度。
2.1.3压强梯度力、海洋压力场①等压面：海洋中压力处处相等的面，如海面、海压为0②流体静力学方程：在海面以下-z 深度处的压力为写成微分形式即海洋静止海水无运动时1）当海水密度为常数时，压力P 仅与水深有关（g 视为常数）2）当海水密度仅是深度的函数时，压力 P 也仅与深度有关上述1）、2）表明：海洋中等压面必然是水平的面，此即 “正压场”③压强梯度力：正压与斜压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,使等压面相对于等势面发生倾斜时，等压面与等势面斜交，这种压力场称为斜压场。
在斜压场中，压强梯度力与重力方向不在一条直线上，分解为x，y，z 三个方向上：压强梯度力水平分量将导致海水运动④内压场、外压场、总压场1）内压场：由海洋内部密度差异形成的斜压场。
其特点：上层斜压性强；随深度增加，斜压性减弱至某一深度，等压面与等势面基本平行。
2）外压场：外因（风、径流、降水）引起海面倾斜所产生的压力场。
3）总压场：内压场与外压场叠加在一起。
海洋实际多是如此。
2.1.4地转偏向力（科氏力）①地球自转及其效应：不同纬度、转动线速度不同赤道 — 464m/s； 30° — 402m/s;60° — 232m/s; 90° — 0m/s②科氏力的三个分量：③科氏力的基本性质⑴只有当物体相对于地球运动时才会产生。
⑵在北半球，它垂直指向物体运动的右方；南半球则向左。
⑶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率。
⑷科氏力的量值与物体运动速度及地理纬度的正弦(sinφ)成比例。
⑸分析海洋环流诸力，科氏力的量级与压强梯度力等相当，虽然小，须考虑。
④f - 平面与b - 平面⑴f - 平面：研究海区跨纬度少，f 可视为常量⑵ b- 平面：科氏力随纬度的变化f 随纬度线性变化的平面，称为β-平面2.1.5切应力①定义：两层流体相对运动，因粘滞使界面产生切向作用力②单位体积海水所受切应力的合力，在 x 方向上为③单位质量海水的切应力：取μ为常量则④湍流状态、各方向速度有梯度：单位质量海水所受应力合力的三个分量三个方向皆有速度梯度，三个方向的湍流粘滞系数k不同，kx≠ky≠kz≠c，且均不为常量2.1.6引潮力等：留待“潮汐”一章再讲2.1.7运动方程的综合形式2.1.8三、地转流——不考虑摩擦的定常流在水平压强梯度力的作用下，海水将在受力的方向上产生运动。
与此同时科氏力便相应起作用，不断地改变海水流动的方向，直至水平压强梯度力与科氏力大小相等方向相反取得平衡时，海水的流动便达到稳定状态。
若不考虑海水的湍应力和其它能够影响海水流动的因素，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。
地转流3.1 地转方程及其解3.1.1近似与假设：大洋中部，远离海岸，不受陆界干扰。
风力很小，不予考虑。
不考虑海水的湍应力。
τ=0压强梯度力作用：水平方向运动，与科氏力达到平衡定常：设等压面仅沿x 轴倾斜、与等势面有夹角β3.1.2运动方程上述运动方程的适用条件：不考虑海水湍应力：定常流动：海面倾斜，设沿x 轴：比g 和压力项小得多，可略去于是：3.1.3求解：由第一式得结合第三式得3.1.4讨论①地转流的流向上述情况中，地转流向沿y轴方向，且在等压面与等势面的交线上流动。
在北半球垂直于压强梯度力指向右方，当观测者顺流而立时，右侧等压面高，左侧低。
即等压面自左下方向右上方倾斜。
②密度流、倾斜流在整个海洋中由内压场与外压场导致的地转流却具有其特定的分布形式。
密度流：由内压场导致之地转流，一般随深度的增加流速逐步减小，直到等压面与等势面平行的深度上流速为零；其流向也不尽相同，有时称其为密度流。
倾斜流：由外压场导致的地转流，自表层至海底（除海底摩擦层外），流速流向相同，有时称其为倾斜流。
然而在实际海洋中，地转流往往是在总压场作用下引起的。
③地转流场与温度场、盐度场之间的关系海水密度，特别在大洋上层，其水平分布主要由温盐决定，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，从而与等压面的倾斜方向相反。
实际工作中常常可以根据等温面（线）或等盐面（线）的倾斜方向定性地推知地转流的方向。
3.2 地转流的动力计算3．2.1地转流的动力计算动力［计算］方法：基于地转平衡关系计算地转流的方法。
①计算公式：略②参考（零）面的选取：略3.2.2卫星遥感反演：四、风海流-考虑摩擦的定常运动4.1 厄克曼无限深海漂流理论4.1.1基本假定：①水深无限、海面广阔：不考虑底摩擦、边界。
②海水密度均匀：ρ为常数。
③稳定风长时间作用于北半球海面：④海面（等压面）是水平的：正压⑤不考虑科氏力随纬度的变化：f - 平面近似⑥只考虑铅直向湍流导致的水平切应力，且kz 为常量。
由上述假定可知排除了地转流的水平压强梯度力，排除了海洋陆地边界的影响，仅是由风应力通过海面，借助于水平湍切应力向深层传递动量而引起的海水的运动，在运动过程中同时受到科氏力的作用，当湍切应力与科氏力取得平衡时，处于稳定状态的海流。
简言之：仅考虑风应力与科氏力取得平衡时海水流动的稳定状态。
4.2运动方程、边界条件及解4.2.1运动方程简化为（厄克曼方程）4.2.2边界条件①海面：风只沿 y 轴吹②海底无限深4.2.3解的讨论①风沿y 方向吹，不单是y 方向有流。
x 方向也有分量。
②流速：速率值 V0exp (az)，随深度z 的增大而指数地减小③流向：辐角（45°+az），随深度 z 而变化④在海面：z =0：1）速率为V0 ；2）流向偏于风向之右45°⑤深度增大时，当z = -π/a时1）速率：只有海面速率的4.3﹪2）流向：（45°+az）= （45°-π）＝-135°恰与表面流向相反⑥摩擦深度有经验关系W 为风速⑦厄克曼螺旋线：厄克曼漂流流速的矢量端点在空间所构成的垂向螺旋形曲线。
摩擦深度依SI定义厄克曼深度为4.2 浅海风海流4.2.1水深越浅，流速矢量越趋近于风矢量方向4.2.2水深h为摩擦深度之半时，已相似于无限深海。
4.2.3理论计算表明，当h/D >2 时，可视为无限深海。
浅海风海流的基本特征4.3 风海流体积运输4.4 上升流与下降流上升流是指海水从深层向上涌升。
下降流是指海水自上层下沉的铅直向流动。
实际的海洋是有界的，且风场也并非均匀与稳定。
因此，风海流的体积运输必然导致海水在某些海域或岸边发生辐散或辐聚。
由于连续性，又必然引起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，从而派生出其它的流动。
有人把上述现象称为风海流的副效应。
风海流副效应：上升流与下降流由风海流副效应引起的辐散与辐聚现象与岸平行的风形成的上升流与下降流由于南北半球科氏力反向，跨赤道的信风也将引起上升流北半球不均匀风场中表层辐散辐聚与气旋式风场中的上升流风海流引起的一种近岸流系模型4.５惯性流当驱动风海流的风停息或者风海流流出该风区之后，原由定常风所维持的漂流便成了依惯性而自由的流，其质点的加速度与科氏力及湍流摩擦力达成平衡。
若不考虑摩擦力，则运动方程为容易导出, 显见对固定地点（xo , yo），流速矢量端点的轨迹是一个圆，即水质点沿半径为r 的圆周匀速运动。
该圆称为惯性圆，相应的流称为惯性流。
速率半径五、世界大洋环流和水团分布5.1世界大洋环流风生环流:世界大洋上层环流的总特征可以用风生环流理论加以解释。
热盐环流:由温、盐变化引起的环流常被称为热盐环流，相对而言，它在大洋中、下层占主导地位。
5.1.1风生大洋环流1948年，斯托梅尔（H.Stommel）就根据海面上风应力并考虑到铅直湍流摩擦力及科氏力等的平衡关系进行了研究。
科氏参量随纬度的变化是引起洋流西向强化的主要原因5.1.2热盐环流由风驱动形成的风生环流，主要表现在大洋的上层。
由温、盐变化引起的环流常被称为热盐环流，相对而言，它在大洋中下层占主导地位。
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下层温、盐分布特征及海洋层化结构的主要原因。
可以说它具有全球大洋的空间尺度。
根据等密面上的温盐结构分析，可以确定由热盐作用引起的海水运动情况。
由于大洋深处海水的温盐等特性取决于其源地的特性及其在运动过程中与周围海水混合的情况，因此可以追踪其源地的主要特性的分布与趋向，借以推断环流的运动与分布情况。
这种方法称为核心层分析法。
地中海溢流、南极中层水的追踪根据海水性质的分析，世界大洋深处的海水主要是由表层海水下沉而形成的，其主要源地是北大西洋的格陵兰海、挪威海和南极大陆边缘的威德尔海、罗斯海等。