基础海洋学5-海洋环流
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).
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
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
第五章海洋环流介绍
• 5.2.3 边界条件 • 研究海洋环流时，通常考虑以下几种边界， 一种是海岸与海底的固体边界，一种是与 大气之间的流体边界，它们构成与海水之 间的不连续面，因此，在运用运动方程和 连续方程讨论海水的运动时，在边界上应 附以边界条件。
• 例如在海岸与海底，由于它们的限制，海 水垂直于边界的运动速度必然为零，至多 只能存在与边界相切的速度。实际上，由 于海水与海底的摩擦作用，离边界越近的 海水运动速度应该越小，在边界上的运动 速度理论上也应当为零。这些规定边界上 海水运动速度所遵循的条件称为运动学边 界条件。在大气和海洋交界面（海面）处 的运动学边界条件为
5.4风海流
• 定义：风海流是指海面在稳 定风场长时间作用下，当垂 直湍流引起的水平摩擦力与 水平科氏力平衡时，所形成 的海水稳定流动。
• 5.4.1 . 埃克曼无限深海漂流理论 • 南森(F.Nansen)于1902年观测到北冰洋中 浮冰随海水运动的方向与风吹方向不一致， 他认为这是由于地转效应引起的。后来由 埃克曼(Ekman,1905)从理论上进行了论证， 提出了漂流理论，奠定了风生海流的理论 基础。
• 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
•渤海中部常年存在一顺时针环流，冬季的形成可能与风场有关，夏季的形成可能与渤海中部的暖水团有关
•渤海海峡口附近的环流为北进南出
•辽东湾、渤海湾和莱州湾的环流各有特点，存在比较典型的季节变化
黄海环流系统特点
•黑潮对黄海的环流系统，特别是对马暖流和黄海暖流的影响较大
•地形对环流的影响也比较大，黄海暖流和对马暖流基本上沿着等深线运动
（1）Stommal西向强化理论
• 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：
•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
（2）Munk西向强化理论
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：
•Munk解不仅可以得到西边界流，还可以解出回流区
（3）正压、斜压运动的特点（联系后面的泰勒-普劳德曼定理、热成风关系）
3、涡度，涡度方程=>热成风关系，泰勒-普劳德曼定理
（1）涡度： ，速度场的旋度定义为涡度，海洋运动中势函数运动没有涡度，流函数运动才有涡度。逆时针运动的涡度为正值，顺时针运动的涡度为负值。海洋中最重要的涡度分量是Z方向的涡度。
（2）涡度方程：对运动方程求旋度，得到涡度方程
•垂直温度（密度）的变化影响着流动的方向（赤道潜流、北赤道流和黑潮延伸体）。
•有时流动沿着等深线（东海黑潮、近海环流）或者纬线（南太平洋海流），遇地形流动会发生变化（黑潮延伸体）。
•存在顺时针和逆时针的环流，很强的西边界流。
•
海洋环流大尺度运动特点
•运动空间尺度特点：
运动的空间尺度很大，基本在100 km以上。
涡度方程变为：
（流体的流动垂向无剪切，与热成风关系对应）
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
地球科学中的海洋环流研究
地球科学中的海洋环流研究海洋环流是指海洋中水体自由运动的现象，是海洋动力学研究的重要内容之一。
对于地球科学而言，研究海洋环流对于探究地球自然环境变化、预测气候变化、资源利用等方面都有着重要的意义。
本文将从海洋环流的种类、特点及环流驱动机制等方面入手，探讨地球科学中的海洋环流研究。
一、海洋环流的种类常见的海洋环流大体分为表层环流和深层环流两类。
表层环流又分为近岸环流和远洋环流。
1. 近岸环流近岸环流是指沿岸海域中的海流。
这些海流受到陆地地形、潮汐和地球自转的影响变得复杂多样。
近岸海流是近海地区重要的水文学现象，展现了许多海岸带能量传输和物质循环的过程。
例子包括Gulf Stream和Kuroshio Current。
2. 远洋环流远洋环流是指在开阔海域内的海流。
这些海流的深度和强度更大，比近岸环流更加稳定。
远洋环流主要由全球环流系统驱动，包括大洋环流、洋流、表层与深层环流等。
比如北极海冰的融化和降水可以影响西风带，从而影响全球海洋环流。
二、海洋环流的特点1. 水圈运动的重要组成部分海洋环流是水圈运动的重要组成部分，其运动过程相对较为缓慢，特别是深层环流。
海洋中气流、水流形成了相互联系、相互作用的基础。
海洋环流对地球气候有着重要的影响。
2. 形成区域和强度多变海洋环流的形成区域和强度受到多种因素的影响，包括海水盐度、温度、风力、地球自转等。
不同区域和环流强度的变化影响到气温、降雨等气候因素，对全球水汽平衡和云的形成等都有着重要影响。
3. 环流驱动机制复杂海洋环流的驱动机制复杂多样，基本的驱动力包括地转力、浮力、海水密度差、风力等。
此外，洋底地震、海底火山爆发等自然灾害也会导致海水的混合，影响海洋环流。
三、环流驱动机制和未来展望1. 地球自转和地转偏向力地球自转和地转偏向力是影响海洋环流的重要因素。
由于地球自转，海洋在赤道处的速度大于在极地处的速度，使海水产生转向力。
这是海洋中产生环流的基本驱动力。
2. 浮力海水的密度差异很大，沉积物、碎屑物以及生物体在其中也有不同的密度。
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。
海洋环流模拟与运动方程预测
海洋环流模拟与运动方程预测海洋是地球表面的一个巨大水体，与陆地相比，海洋所占比例较大，故而具有重要的地位。
海洋对于人类的粮食、交通、能源等方面均有着不可或缺的作用，因此对海洋的研究一直以来都备受重视。
海洋环流是海洋中水的运动，是海洋物理学的重要分支之一。
海洋环流研究在军事、环保、航运、渔业、油气勘探等领域都有着广泛的应用。
由于海洋环流模拟需要各种复杂的数学模型和运动方程，因此对于海洋环流模拟和运动方程预测的探究也一直是海洋研究中一个重要的研究课题。
一、运动方程预测海洋环流研究中最基本的模型是三维不可压缩流体运动方程，即N-S方程。
但由于N-S方程通常涉及到海洋边界、物理过程、化学反应等复杂因素，因此，运动方程预测在实际情况中并不可行。
在实际工作中，人们通常使用海洋环流模型，它是由海洋环境和运动方程的数值解组成。
运动方程预测的关键在于初始和边界条件，相应的物理参数数据可以通过测量和观测获取。
二、海洋环流模拟海洋环流模拟是指通过对海洋中水体的物理、化学和生物学过程进行建模，对海洋的环流、气候、生态等方面进行预测。
海洋环流模拟一般采用三维动力学模型，既包括流速、流量，也包括水深、盐度等。
海洋环流模拟的结果可以用于领域如科学研究、海洋商业、海洋环保等。
如利用模拟结果可以预测海洋温度、盐度、海浪等，这些因素对于海上风电、海上输油管线建设等都有着决定性的影响。
同时，海洋环流模拟还可以为渔业生产、海上交通等提供支持和保障。
三、海洋环流中的数学模型海洋环流数学模型涉及到数值计算和计算流体力学等数学技术的应用，常用的数值方法包括有限差分法、有限元法、谱方法等。
有限差分法是一种离散化求解偏微分方程的方法，由于其简单易操作的特点，尤其适用于对大规模、高纬度的海洋环流进行模拟。
有限元法比较适用于非结构化网格，可以避免好几种流体数值计算方法中的一些困难。
谱方法则是一种能够得到高精度结果的方法，特别适合于求解高维问题。
四、小结海洋环流模拟和运动方程预测广泛应用于海洋环境研究、生态研究、海洋资源开发、海洋气象预报等领域。
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。
海洋学导论-(海流)第五章
北赤道流
信风
赤道
北大西洋—表层环流系统[4种环流首尾相接流场图]
Ⅱ. 热 盐 环 流 温差电池层
深层流散
热盐环流
§5.2 海流运动方程
5.2.1 运动方程 (P145)
0.5学时
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。单位 质量海水的运动方程可以写成:
du =∑ F dt
在直角座标系统中，它的三个分量方程为:
(2学时）
§5.1 §5.2 §5.3 §5.4
海流的成因及表示方法 海流运动方程 地转流 风海流
0.5学时 0.5学时
0.5学时
§5.5
世界大洋环流和水团分布
0.5学时
1.定义
海流 海洋中海水沿一定方向的大规模流动，又称洋流。主要指沿水平和垂 直方向的非周期性流动。海流的强弱和方向用流速和流向表示. 2. 分类(Type)：
用红线和蓝线来表示].
● 通常海岸带的潮流分为潮流和余流两种。海岸带实测到的海流通常是 潮流、风海流、地转流等叠加的合成海流，这种合成海流可分解为周期性海流 ---潮流和非周期性---余流。 ● 所谓潮流：潮波内水体的水平运动，称为潮流。它又分为涨潮流和
落潮流，潮位上升时发生水平流动称为“涨潮流”，相反则为“落潮流”
du dv dw =∑ Fx , = ∑ Fy , =∑ Fz dt dt dt
影响和产生海流的力（Causes of current）两大类： I.引起海水运动的力：重力，压强梯度力，风应力，引潮力 Ⅱ.海水运动后派生的力：科氏力(Coriolis force)，摩擦力(friction force)
密度是时间与空间的函数， ρ = ρ(t, x, y,z) 单位体积（空间一定）内质量（密度）变化
海洋学中的海洋环流研究
海洋学中的海洋环流研究海洋环流是指大洋中水体在不同地区之间发生的运动。
它是海洋学的重要研究领域，对于了解地球的物理环境、气候变化、水生生物分布等方面都有着重要意义。
本文将介绍海洋环流的研究内容、方法和意义。
一、研究内容海洋环流研究的内容主要包括以下几个方面：1. 海洋水圈循环研究：海洋是地球上最大的水库，其中包括了深海、洋底和地表的全部海水，在全球范围内形成了一个巨大的水圈系统。
海水的循环对于地球大气、陆地和海洋之间能量和物质交换起着重要的作用。
2. 海洋大循环研究：海洋环流受到多种各异的驱动力的影响，包括海水密度、地球自转、风力、潮汐、巨大的洋流等。
海洋大循环是研究海洋中流体的主要特征之一，它包括纬向环流和经向环流两种。
其中纬向环流主要由海洋中的西风漂流和极地水体的深层循环所驱动，而经向环流则由海洋中的盛行风、热带热带振荡和赤道海洋振荡等因素所驱动。
3. 海洋环境变化研究：数据表明，海洋环境变化将对全球气候系统产生重大影响。
在人类通过化石燃料等方式释放的二氧化碳增加的情况下，海水中的溶解二氧化碳浓度也在逐渐升高，从而导致海水酸化、海平面上升、洋流位移等海洋环境变化问题的出现，而研究这些问题的发生和演变规律，可以为生态保护和环境治理提供一些依据。
二、研究方法海洋环流的研究主要采用实物观测和数值模拟两种方法。
实物观测手段包括船载和浮标观测、遥感和卫星数据等，是研究海洋环流的主要手段之一。
目前，全球大洋覆盖有数千个漂浮球和碟形浮标，不仅采集了海洋运动、温度、盐度、氧气含量等多种海洋数据，还为深入研究海洋环流机制提供了有力的数据支撑。
数值模拟则是一种较为先进的研究方法，它可以利用计算机模拟实验的方法，以海洋动力学原理为基础，重现不同地理条件下海洋环流的移动规律。
数值模拟方法不仅能够预测某一地区的海洋环流运动情况，而且可以模拟出全球范围的海流模型，以及不同时间尺度上的海洋环流变化。
三、研究意义海洋环流的研究对于人类来说具有极为重要的意义。
第七章海洋环流详解
（c）Re=140
（d）Re=2000
海水的受力—湍流应力
• 实际的海洋中总是处于湍流状态，由湍流运动导 致的湍流应力比分子粘性应力一般大几个量级。
• 用湍流粘性系数K代替分子粘性系数，湍流粘性 应力可写成
Fx
x
Ax
u x
y
Ay
u y
z
Az
u z
Fy
x
Ax
v x
y
Ay
• 方程闭合乎？，线性乎？
描述海水运动的方程不闭合！
• 全微分
du(x,t) u u dx u dy u dz dt t x dt y dt z dt u u u u v u w t x y z
d u v w dt t x y z
• 海水运动方程非线性的，且方程个数小于未知量 的个数，运动方程不闭合，无法求解！！！
y1 2
f0
y2 R2
• f-平面近似：如研究的海区纬度跨度不大，此时科氏参量f 可视为常量。f为常数的平面称为“f-平面”。
f f0
• -平面近似：当研究大范围的海水运动时，必须考虑科 氏力随纬度的变化，引进参量 =df/dy项，f 随纬度线性变 化的平面称为“ -平面”。
f f0 y
2 cos0
v y
z
Az
v z
Fz
x
Ax
w x
y
Ay
w y
z
Az
w z
• 分子粘性系数与海水性质有关，湍流粘性系数与 海水的运动有关，不同方向上差异较大
海水所受的湍流粘性力
• 海水在水平方向的运动尺度比铅直方向上 的大得多，所以水平方向上的湍流粘性系 数Ax与Ay比铅直方向上的Az大得多
海洋环流
y） ，且水平压强梯度和摩擦力均为0，垂向流
速也为0，此时水质点的运动完全依靠惯性，因此称为“惯性 运动”（ Inertial Movement ），此时动量方程简化为：
du dv fv, fu dt dt
（4）
上述微分方程组的解为：
u VH sin( f t ) v VH cos( f t )
上述概念性的模型都是针对Ekman的假设条件而言。准确的数值则依赖于 许多参数的正确估算，如Az的值不完全是常数，它与时间尺度和海洋上层 水混合层的厚度可能有关；又如风速也往往不是恒定的，必须考虑它随时间 变化的效应
第四章 海洋环流
1.洋流的定义与类型
2.地转流的形成
3.风海流的形成 4.大洋环流 5.陆架环流
第一节、洋流的定义与类型
“洋流”（Ocean Currents）——海洋环境中各种各样的水体 运动的通称 狭义定义的洋流：一般是指那些时空尺度较大的水流系统， 洋流的时间尺度可以月、年乃至更长的周期为特征，而其空 间尺度可以与整个洋盆的尺度相当（如第三章讲述的深海水
2u Fx Az 2 z 2v Fy Az 2 z
（14） （15）
可见，海面风成摩擦力的表达形式与第二章所述的Reynolds应 力的形式相似。两者的区别在于，这里的垂向混合（扩散）系 数Az在x和y方向上是一致的，且摩擦应力的大小与u和v的垂向 分布有关；在Reynolds应力里，三个方向的扩散系数各不相同， 且都受到时间尺度的影响。Reynolds应力还包括了u、v和w在 三个方向上的分布状况
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：
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。
海洋环流学习体会
海洋环流学习体会地球上大部分海洋的水，在海岸线附近的区域流入海洋中。
与此同时，一些较深层次的潮汐和风使它们离开了陆地表面并且沿着它们本身旋转方向运动。
因为有这种运动存在，在北半球夏季和冬季会出现较低的高度差异；南半球则相反。
在那里发生这样一个事实：位于赤道周边的热带地区几乎整年都是被强劲的太阳光所照射着的，在海洋表面没有风吹过来而蒸发掉大量的水分子之前，就已经形成了最终的潮汐流。
由于蒸发掉的水分越多，海洋中所累积的水汽就越少。
当天气变得寒冷、干燥的时候，较重的水汽从空中落回到大海里去以便再次凝结，从而产生更加严重的情况：因为温暖的空气很快地升起，然后又降落下来，这将导致水滴停留在比正常高度低的空间中。
这种状态被称作“饱和”或者“非饱和”（ non- saturated）。
如果有风或其他原因引起云层的聚集，就能够形成降雨，并把空气输送进海洋中，而后造成蒸发；水滴因为上述缘故从低空落回到海洋上。
正如我们看见的一样，一旦某个事物达到饱和，便不可避免地要蒸发掉，并最终通过降雨使该物质散布到海洋中去。
随着湿润的大气聚集在海洋上，从而改善海洋环境条件的活动称为海洋水文循环（ marine hydrological cycle）。
该术语用于描述与海洋有关的水体及气象系统的各组成部分之间持续不断的能量传递和转化过程。
按照全球的气候特征，海洋水文循环具有两类基本形式——全球循环（ global circulation）和局部循环（ local cycling）。
全球循环包括三个方面，即大规模的海洋波浪的输送、在水平面上发生的广泛的扩散作用，以及一般性的与大气波浪相互作用，例如，在两极地区中气压与高度梯度之间的关联。
如今在每一个热带和亚热带地区海洋区域中均能观测到海洋水文循环。
在全球范围内海平面总是处于缓慢下降状态。
这是因为全球的人口增长对淡水资源的需求急剧上升，也是因为石油泄漏，二氧化碳排放，过度捕捞等污染以及冰山融化所造成的。
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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° 偏于风矢量方向 °
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, 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. 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. 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 水深越浅, 是趋近风矢量的方向. 是趋近风矢量的方向. 水深(h)> 0.5 摩擦深度(D)时,则与无 水深( ) 摩擦深度( ) 限深海相似.( 与风速和纬度有关) .(D与风速和纬度有关 限深海相似.( 与风速和纬度有关)
第五节 大洋环流
西风漂流: 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, 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, 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. 北半球反气旋式大环流的组成部分.暖流 东边界流: 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, 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, 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, 寒流, 因此都是寒流,同时都处在大洋东边界,故称东 边界流. 边界流. 极地环流:北冰洋中的环流和南极海区环流. 5)极地环流:北冰洋中的环流和南极海区环流.寒 流
第二节 海流运动控制方程
1,重力: G=mg
2,压强梯度力:
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 ,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, 规模运动时,必须考虑地球自转效应, 运动时 或称为科氏效应. 或称为科氏效应.
科氏力
第二节 海流运动控制方程
四,上升流与下降流
上升流:海水从深层向上涌升; 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. 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, 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). 和大洋上空的气旋与反气旋(如台风).
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, 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. 垂直, 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, 对于浅海风海流的体积运输,偏角<90 <90° 水深越浅, 偏角越小. 偏角越小.
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 海流是指海水大规模相对稳定的流动, 是指海水大规模相对稳定的流动 重要的普遍运动形式之一. 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, 习惯上把海流的水平运动分量狭义地称为海流 海流, 而其铅直分量单独命名为上升流 下降流. 上升流和 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 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. 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, 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, 把世界大洋联系在一起,使世界大洋的各种水 化学要素及热盐状况得以保持长期稳定. 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 运动方程:所谓海水运动方程, 顿第二运动定律在海洋中的具体应用. 顿第二运动定律在海洋中的具体应用.
dV = ∑F dt
在直角坐标系中,它的三个分量方程为:
du dv dw = ∑ Fx , = ∑ Fy , = ∑ Fz dt dt dt
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 由温盐变化引起的环流常被称为热盐环流. 热盐环流 洋中下层占主导地位.相对风生环流而言其流动 中下层占主导地位. 占主导地位 是缓慢的,具有全球大洋的空间尺度. 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
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) 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, 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, 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. 地转流的计算.
重力
第三节 地转流
地转流场与密度场, 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, 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 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. 化也应当是连续的. 当海水上层流速大于下层流速时, 当海水上层流速大于下层流速时,我们顺流而 则在北半球密度小的海水在右侧, 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. 海水在左侧,等压面自左下向右上倾斜.在南半 球则相反. 球则相反. 可以根据大洋上层等温面( 或等盐面( 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. 的倾斜方向定性推断地转流的方向.
第一节 海流的成因及表示方法
1.表示方法 1.表示方法 随体法 描述方法 当地法 2.比较 2.比较 欧拉法 拉格朗日法 质点轨迹: 质点轨迹: = r(a,b,c,t) r 参数分布: 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 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( 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). 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: 海流的分类:
1,按成因来分:由风引起的海流:风海流或漂流 按成因来分: 引起的海流:风海流或漂流 引起的: 表层,外压场); 温盐变化引起的 );由 (表层,外压场);由温盐变化引起的:热盐环 深层,内压场) 流(深层,内压场) 从受力情况可分为:地转流, 2,从受力情况可分为:地转流,惯性流 按发生区域不同分为:洋流,陆架流,赤道流, 3,按发生区域不同分为:洋流,陆架流,赤道流, 东西边界流等
第二节 海流运动控制方程
显然,只要给出作用力, 显然,只要给出作用力,便可由方程了解 海水的运动状况. 海水的运动状况. 作用在海水上的力有多种, 作用在海水上的力有多种,归结起来可分 为两大类: 为两大类: 一是引起海水运动的力 诸如重力, 海水运动的力, 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; 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 海水运动后所派生出来的力, 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), 如地转偏向力(Coriolis力,亦称为科氏力), 摩擦力等. 摩擦力等.
海兰- 海兰-汉森公式
适应于内压场引起的地转流. 适应于内压场引起的地转流. 海底为流速参考零面. 海底为流速参考零面.
第四节 风海流