11-1-第五章-海流-第四节-地转流与风海流
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图为：不同水深的埃克曼螺 旋线在水平面上的投影。由 图可见，随水深变浅，各层 流速矢量变得趋近于风向。
风海流表面流速矢量与风向间夹角α随水深h与摩擦深度D 之比 值(h/D)的变化情况。
其总的变化规律是随水深减小，表面风海流的偏向角在减 小。在水深极小时，风海流的流向将基本与风向同向。
水深达到摩擦深度的一半时，其埃克曼螺旋线与 无限深海的相接近，可近似为无限深海。 我国南海的表层洋流具有风海流的性质，流向随季 风的变化发生逆转。
3、上升流作用：
使得深层的丰富营养盐不断被带入海洋表层，极大地促 进了表层海洋生物的生长繁殖，对提高海洋生产力与形 成优秀的渔场意义重大
舟山渔场
（2）定解问题建立 （风向沿y向）
其运动方程为：
海面风应力为： 边界条件为：
z 时,u v 0
（3）求解结果 漂流速度分量为
式中：a2
sin
Kz
，V0
u2 v2
y
为表面流速
2Kz sin
定义D
K z ，称为摩擦深度或Ekman深度
a
sin | |
可知漂流速度其大小随深度z的负向深度加大而按指数型衰减。
《海洋工程环境学》
第五章 海 流
船舶工程学院 赵彬彬 讲师
§5.4 地转流与风海流
本节内容：
§5.4.1、地转流 §5.4.2、风海流 §5.4.3、升降流
§5.4. 1、地转流 1、概念：
地转流：海水仅在水平压强梯度力与地转偏向力的平衡 作用下所作的定常稳定流动 。
2、运动特征：
海水并不沿压强梯度力的作用方向运动，而是在地转 偏向力的作用下逐渐改变运动方向，直至两力反向平衡 处于稳定运动状态。
3、风海流的体积输送
积分求海水体积运输总量 ： (1)对于无限水深，垂直通过单位宽度的体积运输总量
运输总量规律：只发生在x方向上，而在y方向都不发生体积输送。 (2)对于浅海规律：在x与y方向上都将有体积输送，且其运输方 向随水深减小而偏近风向方向
§5.4. 3、升降流
1、现象及相关概念：
（1）风海流的体积运输必然造成部分海区得到海水，产生海水的 辐聚与堆积；部分海区失去海水，使得海水发生辐散。 （2）在海水的辐聚区海水必然下沉，而辐散区的海水必然上升， 相互间的海水进行水平方向的补充流动就形成补偿流。 （3）深层海水的这种向上涌升的垂向运动就称为上升流或涌升流 ，反之，海水自上向下的垂向流动就称为下降流。两者有时合称 为升降流。 （4）由风海流引起海水的垂向运动及水平方向的补偿流等现象也 称为风海流的负效应。
辐角(45 az)表示流速方向偏离z轴的角度， 它随Biblioteka Baidu度加深而不断右偏
埃克曼螺旋线: 以上各层深度的 漂流流速大小和 方向随深度在不 断变化，将各层 流速矢量的曲线 如图所示。其中 的箭头表示小和 流向。
埃克曼螺旋线
2、浅海(有限深度)风海流
对于有限深度的海域，由于海 底摩擦的作用，使流速矢量的 偏向与无限深海漂流有所差别 ，并随水深发生变化。
3、压场分布特征：
图为北半球地转平衡下的坐标体系，等压面沿x轴向倾斜，并与 等势面之间斜交β角，压强梯度力的水平分量与地转偏向力的水 平分量在x轴方向取得平衡，垂向满足静力平衡。
海水运动方 程简化为
求得地转流流速
分布特征： 此时的地转流顺着等压面与等势面的交线流动，垂直指向压 强梯度力的右方，或者说，顺着地转流流向，右侧的等压面 压力高，左侧等压面的压力低。南半球的规律与之相反。
2、升降流产生的原因：
（1） 近海，是由于受到与岸平行的风持续吹刮的作用，造成岸 边海水的辐聚或辐散而引起
（2） 远海，不均匀强风场以及强大的气旋与反气旋 。在北半球，热带气旋中心会形成上升流，反气旋中 心会形成下降流。 （3）赤道上升流的产生，是因为赤道两侧的信风相 对稳定的吹刮引起海水体积反向运输，造成赤道表层 海水的流失，其他海区的海水来补充而形成上升流。
后来发现这个现象与地转效应有关，并且深度越深， 流速的流向更向右偏，至某一深度处甚至出现与表面流速 反向的海流。
1、无限深海漂流理论
埃克曼(Ekman)首先在理 论上论证了上述现象，推导 了相关公式，提出了无限深 海漂流理论，为风生海流理 论奠定了基础。
（1）基本假定： A 稳定风场的长时间作用 B 无边的深海海面，海水密度均匀，海面水平 C 不考虑科氏力随纬度的变化， D 只考虑由铅直湍流导致的水平湍切应力 E 假定铅直湍流粘滞系数Kz为常量
内压场导致的地转流分布特征：随着深度的增加，密度 差异在减小，压力梯度在减小，使得流速在逐步减小， 直至等压面与等势面相平行时的流速为零。 外压场导致的地转流分布特征：流速与流向自表层直到 海底都一致。
§5.4. 2、风海流
现象：
挪威北极探险家南森(Nansen．F) 在1902年北冰洋的海洋调
查活动中注意到一个现象，那就是北冰洋的浮冰并未沿着风向 随海水运动，而是在沿风向右方约20'-24'的范围方向运动。
风海流表面流速矢量与风向间夹角α随水深h与摩擦深度D 之比 值(h/D)的变化情况。
其总的变化规律是随水深减小，表面风海流的偏向角在减 小。在水深极小时，风海流的流向将基本与风向同向。
水深达到摩擦深度的一半时，其埃克曼螺旋线与 无限深海的相接近，可近似为无限深海。 我国南海的表层洋流具有风海流的性质，流向随季 风的变化发生逆转。
3、上升流作用：
使得深层的丰富营养盐不断被带入海洋表层，极大地促 进了表层海洋生物的生长繁殖，对提高海洋生产力与形 成优秀的渔场意义重大
舟山渔场
（2）定解问题建立 （风向沿y向）
其运动方程为：
海面风应力为： 边界条件为：
z 时,u v 0
（3）求解结果 漂流速度分量为
式中：a2
sin
Kz
，V0
u2 v2
y
为表面流速
2Kz sin
定义D
K z ，称为摩擦深度或Ekman深度
a
sin | |
可知漂流速度其大小随深度z的负向深度加大而按指数型衰减。
《海洋工程环境学》
第五章 海 流
船舶工程学院 赵彬彬 讲师
§5.4 地转流与风海流
本节内容：
§5.4.1、地转流 §5.4.2、风海流 §5.4.3、升降流
§5.4. 1、地转流 1、概念：
地转流：海水仅在水平压强梯度力与地转偏向力的平衡 作用下所作的定常稳定流动 。
2、运动特征：
海水并不沿压强梯度力的作用方向运动，而是在地转 偏向力的作用下逐渐改变运动方向，直至两力反向平衡 处于稳定运动状态。
3、风海流的体积输送
积分求海水体积运输总量 ： (1)对于无限水深，垂直通过单位宽度的体积运输总量
运输总量规律：只发生在x方向上，而在y方向都不发生体积输送。 (2)对于浅海规律：在x与y方向上都将有体积输送，且其运输方 向随水深减小而偏近风向方向
§5.4. 3、升降流
1、现象及相关概念：
（1）风海流的体积运输必然造成部分海区得到海水，产生海水的 辐聚与堆积；部分海区失去海水，使得海水发生辐散。 （2）在海水的辐聚区海水必然下沉，而辐散区的海水必然上升， 相互间的海水进行水平方向的补充流动就形成补偿流。 （3）深层海水的这种向上涌升的垂向运动就称为上升流或涌升流 ，反之，海水自上向下的垂向流动就称为下降流。两者有时合称 为升降流。 （4）由风海流引起海水的垂向运动及水平方向的补偿流等现象也 称为风海流的负效应。
辐角(45 az)表示流速方向偏离z轴的角度， 它随Biblioteka Baidu度加深而不断右偏
埃克曼螺旋线: 以上各层深度的 漂流流速大小和 方向随深度在不 断变化，将各层 流速矢量的曲线 如图所示。其中 的箭头表示小和 流向。
埃克曼螺旋线
2、浅海(有限深度)风海流
对于有限深度的海域，由于海 底摩擦的作用，使流速矢量的 偏向与无限深海漂流有所差别 ，并随水深发生变化。
3、压场分布特征：
图为北半球地转平衡下的坐标体系，等压面沿x轴向倾斜，并与 等势面之间斜交β角，压强梯度力的水平分量与地转偏向力的水 平分量在x轴方向取得平衡，垂向满足静力平衡。
海水运动方 程简化为
求得地转流流速
分布特征： 此时的地转流顺着等压面与等势面的交线流动，垂直指向压 强梯度力的右方，或者说，顺着地转流流向，右侧的等压面 压力高，左侧等压面的压力低。南半球的规律与之相反。
2、升降流产生的原因：
（1） 近海，是由于受到与岸平行的风持续吹刮的作用，造成岸 边海水的辐聚或辐散而引起
（2） 远海，不均匀强风场以及强大的气旋与反气旋 。在北半球，热带气旋中心会形成上升流，反气旋中 心会形成下降流。 （3）赤道上升流的产生，是因为赤道两侧的信风相 对稳定的吹刮引起海水体积反向运输，造成赤道表层 海水的流失，其他海区的海水来补充而形成上升流。
后来发现这个现象与地转效应有关，并且深度越深， 流速的流向更向右偏，至某一深度处甚至出现与表面流速 反向的海流。
1、无限深海漂流理论
埃克曼(Ekman)首先在理 论上论证了上述现象，推导 了相关公式，提出了无限深 海漂流理论，为风生海流理 论奠定了基础。
（1）基本假定： A 稳定风场的长时间作用 B 无边的深海海面，海水密度均匀，海面水平 C 不考虑科氏力随纬度的变化， D 只考虑由铅直湍流导致的水平湍切应力 E 假定铅直湍流粘滞系数Kz为常量
内压场导致的地转流分布特征：随着深度的增加，密度 差异在减小，压力梯度在减小，使得流速在逐步减小， 直至等压面与等势面相平行时的流速为零。 外压场导致的地转流分布特征：流速与流向自表层直到 海底都一致。
§5.4. 2、风海流
现象：
挪威北极探险家南森(Nansen．F) 在1902年北冰洋的海洋调
查活动中注意到一个现象，那就是北冰洋的浮冰并未沿着风向 随海水运动，而是在沿风向右方约20'-24'的范围方向运动。