第五讲海洋环流

、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

1.依受力及成因分：风海流、倾斜流；热盐环 流 依温度特征分：暖流、寒流

依区域特征分：陆架流、赤道流、西边界

深层流

欧拉方法和拉格朗日方法:

142 143 144

依所在层次分：表层流、潜流、中层流、

1.4.5

注意：流向指流去的方向，与风有区别 气候 研究意义：国防、航运、渔业、

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、踪流迹。

中性浮子、浮标、示踪剂等追

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=F

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

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

d ①(gpm )=gdz/

I ① 1 —① 2 I /(gpm)= I z1 — z2 I /(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 =,故丨①1—①2 1工1 z1 - z2 I; 但实用时，©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0

Z.

K,

②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

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

赤道一464m/s ；30°402m/s;

90°Om/s

60°232m/s;

②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(sin © )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

面：科氏力随纬度的变化

f 随纬度线性变化的平面，称为

B - 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 为 ③ 单位质量海水的切应力：取卩为常量则

⑴f - 平面：研究海区跨纬度少,

f 可视为常

⑵b- 平面

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工ky工kz工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

地转流一一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

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。