大洋环流东海黄海环流
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大洋环流东海黄海环流汇总
在断面5模式计算的8月 沿陆架流速（a）和穿越 陆架流矢量（b）分布
在断面6模式计算 的8月沿陆架流速 （a）和穿越陆架 流矢量（b）分布
Depth (m)
Depth (m)
Gulf Stream
400 800 1200
1600
20
16 12 8 4
400 800 1200 1600
36.5 35.5
模式计算的2月黄海表层流场分布
冬季黄海表层流场示意图
Polar High
90o S
30o large evaporation
60o
heavy precipitation
sinking air
60oE 90o 120o 150o 180o 150o 120o 90o 60o 30ow 0o
60o 45o 30o 15o 0o 15o 30o 45o 60o
全球大洋环流模式图
NOAA衛星 遙測之美國 東岸外海灣 流流域海面 溫度分佈圖
东海环流
黄海东海表层环流。冬季（左），夏季（右）
夏季
模式计算的8月东海水位分布
模式计算的8月东海表层流场
夏季东海表层流场示意图
断面4、5、6在东海的位置
在断面4模式计算 的8月沿陆架流速 （a）和穿越陆架 流矢量（b）分布
Wind Field on the northern hemisphere July
Wind field on the northern hemisphere January
三大洋中主要的環流系統示意图
湧升流(左)與沈降流(右)
赤道海域的湧升流
信風向西吹掠熱帶海洋海面，造成西高東低的海面坡度， 因此在赤道上形成下坡流動的赤道反流以及赤道潛流， 赤道流、赤道反流 以及赤道潛流之立體示意圖
《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。
世界大洋环流解读
1.赤道无风带 2. 信风带 3. 盛行西风带 4. 极地东风带
fp 中纬低压 fp 副热带高压 fp 赤道低压 fp 副热带高压 fp 中纬低压 fp 极地高压
极地东风带(东南)
90°S
Gyres flow clockwise in the northern hemisphere and counterclockwis e in the southern hemisphere.
B 深海划分的标准：h/D≥2
D
4.3W sin
计算时应先判断
即使海区的水深h固定，也随风速的大小可作浅海处理， 也可作深海处理 C 海水体积运输→风海流的副效 应（在岸边形成堆积或流失，从 而形成上升、下降流、倾斜流）
深海：风向右方９０度（北），南半球相反
Mx
V0 D 2
浅海：风向右方，但小于９０度（北） 风向左方，小于９０度（南半球）
a.太平洋、大西洋 北半球：2个 绕副热带高压顺时针方向 Anticyclone circulation 绕中纬低压逆时针方向
cyclonal circulation Anticyclone circulation
南半球：1个 绕副热带高压逆时针方向 b.印度洋
两大洋北半球的西边界流都非常强大，而南半球则较弱 南部环流特征与南太、南大西洋环流型相似，北部为季风 型环流，冬夏半年环流方向相反
• 风生大洋环流(Wind driven circulation)：风 应力驱动，密度差异控制建立起的环流。 热盐环流(Thermohaline circulation)：密 度差驱动的环流（包括风、热通量、水通 量及海洋内部混合等）
世界大洋的表层环流
(二).大洋上层环流的分布(Distribution of Sea Surface Circulation)
11-2-第五章-海流-第五节-大洋环流及中国近海海流介绍
特征：大量海水离岸西向输送而产生上升流，这是东边 界流的一个明显特征。此外，相比西边界流的幅窄流急 ，东边界流的流幅宽流速小。
e南极绕极流 南极绕极流是指在40°S与南极大陆之间在西风作
用下产生的自西向东绕南极流动的强大海流，海水流量 巨大。
f季风洋流系统 季风洋流系统是指某些海区主要在季风的作用下流
特征：在西风漂流区活动的大气气旋和风暴数量多，风大浪 大。尤其是南半球的海区更开阔，形成的风浪更显著，对途 经的船只构成巨大的威胁，被称为“咆哮”的西风带。
西风漂流区的降水量大，造成其海洋表层的盐度较低。
世界洋流分布
d东边界流
东边界流是指在大洋东部自高纬度流向低纬度的洋流， 具有寒流的水文特征
分布：主要有太平洋的加利福尼亚洋流和秘鲁洋流，大 西洋的加那利洋流和本格拉洋流，印度洋的西澳大利亚 洋流。
该发现意义：对大洋环流的经典 风生流理论是个挑战，改变了人们 对大洋环流结构的传统认识。
（2）流动特点：观测研究发现其蕴涵着巨大的能量，流 速大，流向多变，影响深度深，集中了大洋的大部分动能 ，但各洋流区的动能生布不均匀。
（3）影响作用：中尺度涡对于海洋中的海水大规模循环 与混合及物质输送等起着重要的作用，并对声呐等航海 仪器设备产生影响。由于中尺度涡的产生机制等尚未完 全清楚，对它的观测与研究还在进行之中。
热盐环流：由海水温度盐度的分布变化（温度差、盐度差） 产生的密度梯度力（压强梯度力）引起的流动。它主要发生 在大洋上表层以下。
1、风生环流 ：
主要驱动力:风应力，其影响深度在几百到1千米左右。 重要特征:存在环流西向强化现象，表现为大洋西岸的海流 比东岸的海流流线密集，流速大（如北太平洋的黑潮、北大 西洋的湾流等都以流速快、流量大而闻名）。 造成洋流西向强化的主要原因是科氏参量随纬度的变化
e南极绕极流 南极绕极流是指在40°S与南极大陆之间在西风作
用下产生的自西向东绕南极流动的强大海流，海水流量 巨大。
f季风洋流系统 季风洋流系统是指某些海区主要在季风的作用下流
特征：在西风漂流区活动的大气气旋和风暴数量多，风大浪 大。尤其是南半球的海区更开阔，形成的风浪更显著，对途 经的船只构成巨大的威胁，被称为“咆哮”的西风带。
西风漂流区的降水量大，造成其海洋表层的盐度较低。
世界洋流分布
d东边界流
东边界流是指在大洋东部自高纬度流向低纬度的洋流， 具有寒流的水文特征
分布：主要有太平洋的加利福尼亚洋流和秘鲁洋流，大 西洋的加那利洋流和本格拉洋流，印度洋的西澳大利亚 洋流。
该发现意义：对大洋环流的经典 风生流理论是个挑战，改变了人们 对大洋环流结构的传统认识。
（2）流动特点：观测研究发现其蕴涵着巨大的能量，流 速大，流向多变，影响深度深，集中了大洋的大部分动能 ，但各洋流区的动能生布不均匀。
（3）影响作用：中尺度涡对于海洋中的海水大规模循环 与混合及物质输送等起着重要的作用，并对声呐等航海 仪器设备产生影响。由于中尺度涡的产生机制等尚未完 全清楚，对它的观测与研究还在进行之中。
热盐环流：由海水温度盐度的分布变化（温度差、盐度差） 产生的密度梯度力（压强梯度力）引起的流动。它主要发生 在大洋上表层以下。
1、风生环流 ：
主要驱动力:风应力，其影响深度在几百到1千米左右。 重要特征:存在环流西向强化现象，表现为大洋西岸的海流 比东岸的海流流线密集，流速大（如北太平洋的黑潮、北大 西洋的湾流等都以流速快、流量大而闻名）。 造成洋流西向强化的主要原因是科氏参量随纬度的变化
海洋学：第七章 大洋环流
45 az
• 其中：
a 2 sin
Kz
V0
y 2Kz sin
： 二、受力分析与调整过程
surface
摩擦力与科氏力平衡
100-200 meters depth
： 三、空间结构
V0eaz 45 az
• 表层流速最大，流向偏于 风向的右方45度；
• 随深度增加，流速逐渐减 小，流向逐渐右偏；
界流等； • 按运动方向：上升流，下降流； • 按海流温度与周围海水温度差异分:寒流，
暖流等
大洋表层环流
California Current
Gulf Stream
回顾：大洋边界流的温度特性
二、影响和引起海水运动的力
牛顿第二定律
Mass Acceleration Force
dv F
dt
• 引起海水运动的力： 重力，压强梯度力，风应力，引潮力，火
三、海水动力学方程
• 运动方程：牛顿二定律
F
ma
m
dV dt
• 速度V是时间和空间的函数，即V=V(x,y,z,t) • 实质微商：
dV V V dx V dy V dz V u V v V w V
dt t x dt y dt z dt t x y z
三、海水动力学方程
垂直尺度：几十到几百米 三维流动，水平显著，垂直方向相当微弱。
(为什么呢？) 有些海流沿垂直方向流动：上升流、下降流
潮流是不是海流呢？
海流的单位： 海流是矢量.
流速大小，单位为m/s； 流流向量：单为位：“S去v向er”dr，up地(S理V)=方10位6 角m3/表s 示，向流速北* 流 记为0，向东90。（风来流去）
2、压强梯度力：
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
〔1〕南北半球中低纬度海 区：以副热带海区为中心 的大洋环流
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
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
大洋环流
渤海环流系统特点
•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）
•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
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
2018-第3章 大洋环流(后半部)
大洋环流是由一些海流相互衔接构成的。不论环流的尺 度有多大，只要属于整体性循环，就属于流体运动的转 动成分。涡旋和大尺度环流都属于转动。
衡量流体的转动特性有两个重要的参数，一个是环流（ circulation），一个是涡度（vorticity）。环流是对 一个区域流体旋转的宏观度量，而涡度是流体任一点旋 转的微观度量。
赤道流系的辐聚辐散特性
第3章 大洋环流 ZJP
赤道流系的东西向循环
第3章 大洋环流 ZJP
（2）西边界流
第3章 大洋环流 ZJP
第3章 大洋环流 ZJP
（3）西风漂流 （4）东边界流
第3章 大洋环流 ZJP
（5）湾流延伸体
第3章 大洋环流 ZJP
（6）印度洋冬、夏环流
第3章 大洋环流 ZJP
x
v u v v v fu g
t x y
y
u t
(f
)v
x
g
1 (u2 2
v2 )
v t
(
f
)u
y
g
1 (u2 2
v2
)
v u
x y
1 D( f ) (u v ) 0
在层化海洋中，垂直刚 性被削弱甚至消失。
第3章 大洋环流 ZJP
（7）垂直刚性与泰勒柱
对于地转平衡的扰动量有
u fv 1 p
t
x
v fu 1 p
t
y
w 1 p
t z
u v w 0 x y z
2 ( t 2
d ( 2sin ) 0
衡量流体的转动特性有两个重要的参数，一个是环流（ circulation），一个是涡度（vorticity）。环流是对 一个区域流体旋转的宏观度量，而涡度是流体任一点旋 转的微观度量。
赤道流系的辐聚辐散特性
第3章 大洋环流 ZJP
赤道流系的东西向循环
第3章 大洋环流 ZJP
（2）西边界流
第3章 大洋环流 ZJP
第3章 大洋环流 ZJP
（3）西风漂流 （4）东边界流
第3章 大洋环流 ZJP
（5）湾流延伸体
第3章 大洋环流 ZJP
（6）印度洋冬、夏环流
第3章 大洋环流 ZJP
x
v u v v v fu g
t x y
y
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(f
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x
g
1 (u2 2
v2 )
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1 (u2 2
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v u
x y
1 D( f ) (u v ) 0
在层化海洋中，垂直刚 性被削弱甚至消失。
第3章 大洋环流 ZJP
（7）垂直刚性与泰勒柱
对于地转平衡的扰动量有
u fv 1 p
t
x
v fu 1 p
t
y
w 1 p
t z
u v w 0 x y z
2 ( t 2
d ( 2sin ) 0
中国海流及沿岸流
海水在水平及垂直方向作大规模的非周期性运动叫海流，通常以流速和流向来描述其特征。
中国海的海流，从大的环流系统来看，渤、黄、东海为一环流系统，南海为另一个环流系统。
1.渤、黄、东海的海流渤、黄、东海的海流，总的来看有两大流系——外海流系及沿岸流系。
两大流系的消长构成了渤、黄、东海的环流，如图13所示。
外海流系由黑潮及其分支——台湾暖流、对马暖流及黄海暖流组成，因它给本海区带来高温、高盐的大洋水，故有外海流系之称。
沿岸流系由江河入海的径流、春季融冰以及盛行季风所产生的风海流等组成。
流动范围主要在中国沿岸和朝鲜半岛西岸。
外海流系的主要特征是盐度高，水色清晰，透明度大，流速强，流向稳定，厚度大。
沿岸流系则不同，具有低盐，水色浑浊，透明度小，厚度薄（约5～15米）等特色。
有的沿岸流的流向、流速，随季风和大陆径图13 中国近海及毗邻海域冬、夏季表层流分布1 黑潮主干，2 黑潮西分支，3 对马暖流，4 台湾暖流，5 黄海暖流，6 鲁北沿岸流，7 西朝鲜沿岸流，8 浙闽沿岸流，9 南海季风漂流流大小而变。
（1）黑潮是太平洋地区最强的海流，因水色深蓝，看起来似黑色而得名。
相对于它所流经的海域来讲，具有高温、高盐的特征，故有黑潮暖流之称。
它起源于台湾东南、巴布延群岛以东海域，是北赤道流向北的一个分支的延伸。
主流沿台湾东岸北上，经苏澳—与那国岛间的水道进入东海；然后沿东海大陆架边缘与大陆坡毗连区域流向东北，至奄美大岛以西约北纬29°、东经128°附近开始分支，主流折向东，经吐噶喇和大隅海峡离开东海返回太平洋，沿日本南岸向东北至北纬35°附近。
进入东海的黑潮有若干分支。
按传统说法，奄美大岛以西沿九州西岸北上的一支称对马暖流。
约在五岛列岛以南又分两股：主流向东北通过朝鲜海峡流入日本海；西分支又在济州岛南进入南黄海，构成黄海暖流。
黑潮主干①在钓鱼岛附近有一小股指向西北，朝浙江近海流动，抵达舟山群岛外折向东，与黄海南伸的冷水混合变性，这支海流叫台湾暖流。
2024年高中洋流分类地理知识点总结（二篇）
2024年高中洋流分类地理知识点总结高中地理中的洋流分类主要分为两大类：暖洋流和寒洋流。
下面将对这两类洋流做详细的介绍。
暖洋流：1. 由于热带高压持续吹向亚洲大陆，在与大陆之间的相关系统影响下，暖洋流在封闭的海区目标站位置大致维持不变。
2. 东北部的海流系统多以亚洲洋流为基础，沿沿陆东岸向北漂流，至东亚、北太平洋。
暖洋流的分类：1. 黄海暖流：黄海暖流是在黄海中插入东海的暖洋流。
它源自赤道扩散，向东北方向运动。
黄海暖流会受到亚洲洋流的影响，改变其路径，使其在离开黄海时，向东南偏南游。
然后，它们join East China Sea Warm Current，并最终形成北太平洋的一部分。
2. 关东洋流：关东洋流是东北亚洋流的一部分，形成于日本列岛以东的关东海域，沿黑潮的北边，与赤道流相拒。
形成的关东洋流出海口比较宽，流向并不固定，但大致流动是往东北方向。
然后，在其流动途中会受到日本陆架的印影响，使其方向遵循着日本陆架的走向，最终在离开和拱北海域时向东北游。
寒洋流：1. 寒洋流受到西风带和北风带的推动，在与大陆之间的相关系统的影响下，寒洋流的位置通常比暖洋流的位置更改。
2. 关键的寒洋流的属性是其温度较低，较为寒冷。
这是寒洋流与暖洋流的最大区别。
寒洋流的分类：1. 潮湖洋流：潮湖流沿中国东北沿海的滨海省份东南方向流入黄河，总体特征是温度较低，并且它的出海边界比较宽。
2. 布星湾洋流：布星海湾的洋流是由西风带形成的。
它从布星湾沿中国东部海岸向南进行，然后稍微转向东南方向，参与亚洲洋流。
3. 黄淮海洋流：黄淮海洋流是在黄海和渤海形成的寒洋流。
黄淮海洋流由该区域的海加以东部流动组成，具有不断的重组和增量。
在东海的方向上，它会合并East China Sea Cold Current，最终形成North Pacific Ocean Cold Current。
总结：高中地理中，洋流分类是指根据洋流的热带和寒带特征，将洋流分为暖洋流和寒洋流两大类。
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：
(海洋科学概论课件)第九章 大洋环流及水团结构
2020/10/23
31
大洋环流与水团
四、风海流的附效应(Attached effects of wind driven current)
升降流(up&down welling) ： 1)顺岸风(coastwise wind)
2020/10/23
32
大洋环流与水团
四、风海流的附效应(Attached effects of wind driven current) 2)气旋(Cyclone)与反气旋(Anticyclone) 3)辐散(Divergence)、聚(Convergence)带等引起
边界条件改为
u v w 0 x y z
Z=0
y
Az
v z
x 0
Z=h
u=v=0
2020/10/23
28
二、有限深海漂流
大洋环流与水团
做变量代换 z h ，运动方程和边界条件变为：
0
fv
Az
2u 2
0
fu
Az
2v 2
h
yAzv,xAzu0
0
u=v=0
2020/10/23
Global map of Ekman-induced upwelling (suction) and downwelling (pumping)
Tomczak and Godfrey (2003), ch. 4
2020/10/23
37
大洋环流与水团
Evidence of Ekman upwelling: surface nitrate concentration
2020/10/23
35
大洋环流与水团
Total Ekman transports (observed) calculated from the Hellerman- Rosenstein (1983) wind stress by Levitus (1998)
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heavy precipitation
sinking air
60oE
90o
120o
150o
180o
150o
120o
90o
60o
30ow
0o
60o 45o 30o 15o 0o 15o 30o 45o 60o
Wind Field on the northern hemisphere July
Wind field on the northern hemisphere January
三大洋中主要的環流系統示意图
湧升流(左)與沈降流(右)
赤道海域的湧升流
信風向西吹掠熱帶海洋海面，造成西高東低的海面坡度， 因此在赤道上形成下坡流動的赤道反流以及赤道潛流， 赤道流、赤道反流 以及赤道潛流之立體示意圖
全球大洋环流模式图
NOAA衛星 遙測之美國 東岸外海灣 流流域海面 溫度分佈圖
在断面6模式计算 的8月沿陆架流速 （a）和穿越陆架 流矢量（b）分布
Gulf Stream
20 400 Depth (m) 800 1200 1600 16 12 8 4
Kuroshio
Depth (m)
400 800 1200 1600 0 200
36.5 35.5
400 600 800 Distance (km)
westerlies
60o
30o
large evaporation
rising air
0o
0o
heavy precipitation
sinking air
30o
30o
large evaporation
risingterlies Polar High
90o S
60o
东海环流
黄海东海表层环流。冬季（左），夏季（右）
夏季
模式计算的8月东海水位分布
模式计算的8月东海表层流场
夏季东海表层流场示意图
断面4、5、6在东海的位置
在断面4模式计算 的8月沿陆架流速 （a）和穿越陆架 流矢量（b）分布
在断面5模式计算的8月 沿陆架流速（a）和穿越 陆架流矢量（b）分布
黄海
夏季
模式计算的8月黄海水位分布
模式计算的8月黄海表层流场分布
1997年夏季黄海卫星跟踪漂流浮标轨迹
1986年夏季黄海卫星跟踪漂流浮标轨迹
1994年夏季黄海卫星跟踪漂流浮标轨迹
2001年8月黄海卫星跟踪漂流浮标轨迹
夏季黄海表层流场示意图
模式计算的2月黄海表层流场分布
冬季黄海表层流场示意图
大洋环流
sinking air rising air
60o
90o N
Polar High easterlies Subpolar Low
westerlies
60o
heavy precipitation
sinking air
30o
Subtropical High north-east trades Equatorial Low south-east trades Subtropical High
Distance (km)
冬季
模式计算的2月东海水位分布
模式计算的2月东海表层流场
冬季东海表层流场示意图
在断面4模式计算的 2月沿陆架流速（a） 和穿越陆架流矢量 （b）分布
在断面5模式计算的2 月沿陆架流速（a） 和穿越陆架流矢量 （b）分布
在断面6模式计算的2 月沿陆架流速（a） 和穿越陆架流矢量 （b）分布