2018-第3章 大洋环流(前半部)

2、地转流
（2）倾斜流
在密度均匀的海洋中，海水由于发生辐散或辐聚，海平面
相对于大地水准面发生倾斜，产生地转平衡的流动，
称为倾斜流。
fv g
x
u v 0
fu g
y
x y
很容易看到，倾斜流是无辐散的
v H 0
倾斜流 就h是正0压地转流
第3章 大洋环流 ZJP
第3章 大洋环流 ZJP

3、上升流
（3）大洋上升流
w( z )

w(b)

z b

u x

v y
dz
与Ekman抽吸有关的垂向运动都属于大洋上升流 辐散机制:风应力旋度引起的表层海水辐散
第3章 大洋环流 ZJP

辐散带的密度场结构
南极辐散带是世界 上最强的大洋上升 流区，驱动深层水 体上升和全球海洋 热盐环流。
动力计算方法
0 g
g
H
dz
x 0 x
0 g
g
H
dz
y 0 y
v g
H
dz
f z x
u g
H
dz
f z y
动力计算方法直至今第日3章仍大洋然环流是ZJP有效的海流计算方法
正压和斜压运动
正压流：等压面与等密度面平行，场内任一点的压强只 是密度的函数
第3章 大洋环流 ZJP
有效位能（可用位能）
available potential energy
EP0

1 2
gH 2 +
1 2
g(H

h)2
EP

1 2
gH
2+
1 2
g(H

h)2
EPA EP EP0
系统的全位能（内能与位能之和）
在闭合系统中，经过干绝热过程，从初始状态调整到水平稳 定层结状态时，系统所能释放的最大全位能，称为有效位能
t
漂流的基本平衡 地转流的基本平衡 惯性流的基本平衡 上升流的平衡
u v w 0 x y z
第3章 大洋环流 ZJP
1、漂流
（1）无限深海Ekman漂流
v f k v z Az z
W u iv
Ty
f AZ
exp
第3章 大洋环流
§3-1 海洋基本流动 §3-2 全球海洋风场 §3-3 风生大洋环流 §3-4 热盐环流和海洋输送带 §3-5 对大洋环流的主要认识
§3-1 海洋基本流动
1、漂流 风漂流、底Ekman层、冰漂流、Ekman抽吸
2、地转流 梯度流、倾斜流、密度流
3、上升流 大洋上升流、近岸上升流、赤道上升流
地转偏差引起的运动在地转适应过程中，如果运动的尺度大 于罗斯贝变形半径，则发生流场向压力场适应；如果运动尺 度小于罗斯贝变形半径，则压力场向流场适应。
第3章 大洋环流 ZJP
地转适应过程给我们的新认识
在大尺度运动中，如果压力场被改变，流场会做出调整 ，以适应压力场。比如：在海洋中发生淡水积聚，引起 海面高度隆起，反气旋环流就会产生或加强，以适应压 力场的变化。改变了海洋的势能，其中一部分会转化为 海洋的动能，达到新的平衡。
（2）表层漂流的理论方向在风应力右方45度。 （3）对整个深度积分表明，风生输送的方向与风向垂直，
向风方向的右方。 （4）确定了Ekman层，也就是垂向摩擦的特征深度。
第3章 大洋环流 ZJP
1、漂流
（2）有限深海Ekman漂流
f
k

v

z

Az
v z

无限深海解
W u iv

z b

u x

v y
dz
大洋或浅海近岸风造成的海水离岸输送产生的上升流为 近岸上升流
辐散机制:边界阻挡了水平补偿流形成的辐散
第3章 大洋环流 ZJP

北半球
风生近岸上升流
由于海岸约束引起的 辐散是强制的，因而 最为强大，只能从下 面补偿，因而形成上 升流。
南半球
第3章 大洋环流 ZJP
2、地转流
地转流的能量储存
地转流的能量储存在等压等容管中。 地球上地转流的势能是数量巨大的，但不能释放出来。
如果释放出来的话，大洋环流的速度要大得多。 只有不稳定过程可以从地转流的势能里获取能量。
第3章 大洋环流 ZJP
（4）地转适应过程
Fx
g
第3章 大洋环流 ZJP

（4）海冰漂流
海冰是固体，对风的摩擦作用，形成底摩擦层。风应力偏 向风向的左方，形成的漂流偏向右方。
因此，海冰漂流的方向与风向相同。
第3章 大洋环流 ZJP
1、漂流
（5）小尺度不均匀风场-兰格缪尔环流 （Langmuir cells)
第3章 大洋环流 ZJP
第3章 大洋环流 ZJP
斜压流：等压面与等密度面相交。 p 0
正压流体：是指内部任一点的压力只是密度的函数的流 体。正压流体是其力学特性与热学特性无关的流体。
斜压流体：流体压力不仅是密度的 函数的则称为斜压流体。
p g 0
z
z
p pa 0g gdz
0
第3章 大洋环流 ZJP

2、地转流
倾斜流的特征
（1）倾斜流是正压流 （2）倾斜流有时伴随有横
方向的流动 （3）倾斜流如果能够维持，
还需要在有其他方式的 能量补充 （4）在海底起伏时，倾斜 流会发生方向偏转
第3章 大洋环流 ZJP
2、地转流
（3）密度流
fv g g z dz x 0 x
fu g g
有限深海解
Ty
f AZ
exp
z D
i (1
4
z D
)
W u iv (1 i)TyD sh(1 i)( / D) 2 AZ ch(1 i)( h / D)
第3章 大洋环流 ZJP
1、漂流
第3章 大洋环流 ZJP
1、漂流
（3）海底Ekman层
第3章 大洋环流 ZJP
世界大洋上升流区
第3章 大洋环流 ZJP
全球风场与辐散带
第3章 大洋环流 ZJP
3、上升流
（2）赤道上升流
赤道南北科氏力反向引起的上升流称为赤道上升流 辐散机制：科氏力不均匀产生的辐散。 由于赤道上是南赤道流，赤道上升流常年存在。 赤道上升流是赤道上主温度跃层形成的主要原因
第3章 大洋环流 ZJP
3、上升流
（5）下降流
1. 由于海水层化，下降流的生成受到限制，远没有上升 流普遍。
2. 很多时候并没有下降流，只是引起等密度面的起伏。 3. 上升流有生态学价值，引起广泛关注，而下降流没有
生态学意义 下降流容易和垂向对流、潜沉混淆。 下降流的沟通量并不清楚。
第3章 大洋环流 ZJP
如果流场被改变，则流场会做出调整，以适应压力场。 这种情况下流场的势能会转化为动能。
因此，只有压力场的改变会有效改变流场。在压力场不 变的情况下，能够改变流场的只有湍流摩擦。而摩擦作 用的量级很小，无法形成势能的有效释放。因此，流场 可以很快地建立起来，一旦流场已经建立起来，再想削 弱它就非常困难。
海洋中能量的比例
流动动能 1
涡旋动能 100
有效位能 1000
第3章 大洋环流 ZJP
2、地转流
地转流小结
地转流是世界海洋中最基本的平衡方式 地转流具有水平无辐散特性 地转流受海底地势的影响 地转流储存了大量有效位能，但却不能释放 地转适应过程是改变地转流的主要方式。
第3章 大洋环流 ZJP
4、惯性流
第3章 大洋环流 ZJP
u t

u u x
v u y
w u z

fv


1

p x

AH

2u x2

2u y 2


z

Az
u z
fv
z

Az
u z


fv
1

p x
u fv 0
z i (1
D4
z D
)
z z
u u0 exp(
Dwk.baidu.com
) cos( 4

) D
v

v0
exp(
z
D
)
sin(
4

z
D
)
Sx

Ty
f
Sy 0
第3章 大洋环流 ZJP
1、漂流
风漂流
第3章 大洋环流 ZJP

1、漂流
主要结果
（1）在海洋中存在Ekman螺旋，随深度的增加向右旋转 （北半球）。
f
k f
k
v
v
zz
AzAz zvzv

（1）向平均流的左 方偏斜45度 （2）本结论对大气 边界层同样适用
f
k

v

z

Az
v z

第3章 大洋环流 ZJP

1、漂流
地转风与漂流的衔接
结论： 如果是地转风，表层海水的漂移 方向与风同向 （1）大气边界层左偏45度 （2）表层海水右偏45度 （3）海水漂流方向与风一致
z
dz
y 0 y
由加热、冷却、蒸发、降雨、径流、泥沙等因素导致的 海水水平密度梯度而诱生的地转流称为密度流。
密度流与海面高度没有一致的变化，没有理论上的无运 动面，因此不能用动力计算的方式计算流速
密度流相当于大气中的热成风
密度流容易与重力流混淆，应注意区别。
第3章 大洋环流 ZJP
第3章 大洋环流 ZJP
2、地转流
地转平衡的意义
fv g g
z
dz
x 0 x
fu g
g
z
dz
y 0 y
地转平衡是海洋和大气运动的基本平衡。 非旋转流体趋向于静止，旋转流体趋向于地转平衡。 地转平衡是强约束，偏离地转平衡需要巨大的能量输入。 因此，地转平衡被破坏导致海洋波动或不稳定过程。
x
g
z
0 x
dz
fv
Fy
g
y
g
z dz
0 y
fu
u 1 p fv
t x
v 1 p fu
t y
一旦地转平衡被破坏，就会产生地转偏差，驱动海水产生额 外的运动。恢复运动分快过程和慢过程，快过程称为地转适 应过程，慢过程称为演化过程。
1、漂流
（6）大尺度不均匀风场-Ekman抽吸
第3章 大洋环流 ZJP

漂流小结
风生流受到地球旋转的影响，产生流 动方向的偏斜，形成埃克曼螺旋。
漂流只存在于摩擦层内。 在海底也存在类似的摩擦层在大洋中 部，主要是地转流。
漂流
风 上埃克曼层
地转流 中层
底流 底埃克曼层
2. 地转流
（1）梯度流 （2）倾斜流 （3）密度流
3.上升流
（1）大洋上升流 （2）近岸上升流 （3）赤道上升流
u v w 0 x y z
z u v
w( z )

w(b)

b
x

y
dz
海洋是薄层流体，上升流是不 同深度水体沟通的重要渠道。
3、上升流
（1）近岸上升流
w(
z)

w(b)
第3章 大洋环流 ZJP
低压区与辐散带
第3章 大洋环流 ZJP
（4）卷挟运动
在没有上升流的浩瀚 海洋中，都会发生跨越主 跃层的输送，输送方式是 卷挟。
卷挟一方面向上层海 洋输送水体，一方面引起 深层水上升。
卷挟不是常规意义上 的上升流，而是某种扩散 过程，但它起到了上升流 在垂直方向上输送水体的 作用。
全球海洋输送带的下沉区
第3章 大洋环流 ZJP
上升流小结
。大气处于某一状态时，可用于转换为动能的能量只是全位
能的一小部分，这部分能量称为有效位能，余下的称为非有 效位能。
第3章 大洋环流 ZJP
有效位能的特点
（1）等密度面呈水平分布且稳定层化时，有效位能等 于零； （2）斜压海洋中，有效位能总是正值； （3）有效位能完全决定于初始状态的质量分布； （4）地转平衡时有效位能不能释放。
fv
1 p
x
第3章 大洋环流 ZJP
2、地转流
（1）梯度流
由于风力的作用，产生 海面和等密度面的同 步倾斜导致的地转流 称为梯度流。有时简 称为“地转流”
第3章 大洋环流 ZJP

2、地转流

z
fv g x g 0 x dz

z
fu g y g 0 y dz

2、地转流
地转流的无辐散特性
fv g g
z
dz
x 0 x
u v 0 x y

z
fu g y g 0 y dz
地转平衡满足水平无辐散特点，导致方程组不闭合，地
转流不能由地转流方程直接求得，只能依靠其他的动力
学关系
地转流公式建立了流场与密度场的关系，可以通过已知 密度场计算流速，称为动力计算方法。但动力计算方法 的不恰当使用会直接导致获得的流场错误。