第七章海洋环流详解
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R
海水的受力—粘性摩擦力
• 在适当外力的作用下，物质所具有的流动和变形 的性能，称为流变性。
• 量度物质流变性最常用的物理量是粘性系数。或 者说，流体的粘性是流体流动时产生内摩擦力以 抵抗外力的性质。
• 流体分子粘性的来源：分子间的吸引力和分子热 运动（动量交换）
wk.baidu.com• 对于 液体，分子间的吸引力起主导作用，因而在 温度升高时，液体分子距离加大，导致粘性下降 。
• 切应力定义：当两层流体做相对运动时，由于分
子粘滞性，在切面上产生的切向作用力，它与垂
直两层流体界面方向上的速度梯度和分子粘滞系
• 对于气体，动量交换是形成粘性的主要原因，因 而在温度升高时，分子间动量交换加剧，导致粘 性升高。
海水的受力—粘性摩擦力
• 在海洋和大气内部，粘性摩擦力非常小，一般可 以忽略
• 在边界附近，粘性摩擦力变得重要，这个薄层称 为边界层
• 在边界层内，流体速度从某一个值逐步下降到固 定边界处的0
海水的受力—粘性切应力
fz 2u cos
• 由于海水铅直运动分量很小，故通常简化
为
fx fv
f y fu
• 式中 f 2sin 称为科氏参量，是行星涡度 的一种量度
科氏力参数的近似
• 在参考纬度可将科氏参数做泰勒级数展开
f 2 sin
2[sin 0 cos0
(
0
)
1 2
sin
0
( 0 )2
]
f0
2 cos0 R
水平压强梯度力
• 实际的海洋中总会有压强梯度力水平分量 的存在，说明海洋处在斜压状态
• 水平压强梯度力大约相当于一个无摩擦的 物体于坡度为 1cm:1km的斜面上向下滑动 所受的力
• 由海洋中密度差异所形成的斜压状态，称 为内压场；由海洋外部原因，如海面风、 降水、江河径流等因素引起海面倾斜所产 生的斜压场称为外压场
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
• 举例说明？
海流的成因
• 海流形成取决于三个驱动力的相互作用的结果：风应力、压强梯度力 和科氏力
• 风应力：由风产生的海面水分子和运动空气之间的摩擦力 • 风应力可以驱动海流和海浪，风应力的大小与风速的平方成正比 • 热量→温度→密度→压强梯度力 • 水平压强梯度力=（Pa-Pb）/x
• 太阳和月球的引潮力引起的潮流，与大洋环流没有直接关系
的方向
dp g dz
压强梯度力
• 海洋学中把海面视为压强为零的等压面
• 等压面与等势面平行的压力场称为正压场（没有 水平压强梯度力）
• 在静态的海洋中，当海水密度为常数或者只是深 度的函数时，海洋中压力的变化也只是深度的函 数，此时海洋中的等压面必然是水平的，即与等 势面平行。
• 等压面与等势面不平行的压力场称为斜压场（存 在水平压强梯度力）
海流运动规律
• 运动遵循海水的下列基本规律：
牛顿运动定律—运动方程 质量守恒定律—连续方程 边界条件和初始条件
海水运动方程
• 单位质量的海水遵循牛顿第二定律
dV dt
Fi
• 作用于海水上的力
引起运动的力：重力、压强梯度力、风应 力、引潮力等
运动后产生的力：科氏力、粘性摩擦力等
压强梯度力
• 等压面：压强相等的面。 • 压强梯度力：水体所受静压力的合力： • 压强梯度力的方向与等压面垂直，指向压力减小
道流、东西边界流等
海流的描述方法
• 描述方法： 拉格朗日方法——追踪法 欧拉方法——定点法
• 目前的研究中多采用欧拉方法来测量和描 述海流
• 海流流速单位为m/s，流向以地理方位角表 示，指海水流去的方向，北向定义为0
影响海流的因素
• 海水的流动同海水密度的分布关系密 切。
• 由于海水密度的分布基本上取决于水 温的分布，所以有时可以根据水温的 分布情况来确定海水流径的大体位置。
• 科氏力只有当物体相对地球运动时才会产生
• 沿物体运动的方向看，在北半球，科氏力指向运 动的右方；在南半球，科氏力指向左方。
• 如何直观地解释上述现象？
地球的自转
• 南北方向运动的物体，可用线运动速度不同解释 • 东西方向运动的物体，可用惯性离心力的水平分量变化解释
• 重力是地心引力与惯性离心力的合成
• 大洋环流一般是指海域中的海流形成首尾相接相 对独立的环流系统或体系
海水的运动
• 基于其驱动机制，海流可分为两种基 本流动：风生流和密度流
• 风驱动的表层和近表层海流和密度驱 动的次表层的海流
• 风生海流涉及到10%的表层海洋 • 对次表层海流我们知之甚少
海流的分类
• 由风驱动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； • 从力平衡情况又分为地转流、惯性流等； • 考虑海域的不同又分为洋流、陆架流、赤
第七章 海洋环流
Harald Sverdrup
海流的定义
• 海水每时每刻都在持续不断地运动着
• 定义：对在广阔的空间、长期持续的海水运动
取平均状态时，较大的流速就往往出现在细长延 伸的海域中，海流即泛指该海域及其周围流速较 快的那部分而言。
• 习惯上将海流的水平运动分量称为海流，而其铅 直分量称为上升流和下降流。
科氏力
• 地球自转产生的惯性偏向 力—科氏力
Fc=2m V×Ω
• 因地球自西向東旋轉的緣故， 物體在北半球運動時，將感 受一個向右的偏向力；而在 南半球運動時，將感受一個 向左的偏向力，此力稱為科 氏力（Coriolis force）。
科里奥利 1792---1843
13
海水的受力—科氏力
• 由于地球的自转，地球是一个非惯性参照系，因 此，在牛顿力学中，必须引入地球自转所产生的 地转偏向力—科氏力
Fug
R
mg
O
Fg Fug Fie
Fie
万有引力
惯性离心 力
• 惯性离心力是一个二阶小量
Fie mR 2 cos
为纬度
地球自转引起的科氏力表达式
• 取x-y平面在海面上，x轴指向东方为正，y
轴指向北为正，z轴指上为正，科氏力的三
分量为
fx 2v sin 2w cos
f y 2u sin
海水的受力—粘性摩擦力
• 在适当外力的作用下，物质所具有的流动和变形 的性能，称为流变性。
• 量度物质流变性最常用的物理量是粘性系数。或 者说，流体的粘性是流体流动时产生内摩擦力以 抵抗外力的性质。
• 流体分子粘性的来源：分子间的吸引力和分子热 运动（动量交换）
wk.baidu.com• 对于 液体，分子间的吸引力起主导作用，因而在 温度升高时，液体分子距离加大，导致粘性下降 。
• 切应力定义：当两层流体做相对运动时，由于分
子粘滞性，在切面上产生的切向作用力，它与垂
直两层流体界面方向上的速度梯度和分子粘滞系
• 对于气体，动量交换是形成粘性的主要原因，因 而在温度升高时，分子间动量交换加剧，导致粘 性升高。
海水的受力—粘性摩擦力
• 在海洋和大气内部，粘性摩擦力非常小，一般可 以忽略
• 在边界附近，粘性摩擦力变得重要，这个薄层称 为边界层
• 在边界层内，流体速度从某一个值逐步下降到固 定边界处的0
海水的受力—粘性切应力
fz 2u cos
• 由于海水铅直运动分量很小，故通常简化
为
fx fv
f y fu
• 式中 f 2sin 称为科氏参量，是行星涡度 的一种量度
科氏力参数的近似
• 在参考纬度可将科氏参数做泰勒级数展开
f 2 sin
2[sin 0 cos0
(
0
)
1 2
sin
0
( 0 )2
]
f0
2 cos0 R
水平压强梯度力
• 实际的海洋中总会有压强梯度力水平分量 的存在，说明海洋处在斜压状态
• 水平压强梯度力大约相当于一个无摩擦的 物体于坡度为 1cm:1km的斜面上向下滑动 所受的力
• 由海洋中密度差异所形成的斜压状态，称 为内压场；由海洋外部原因，如海面风、 降水、江河径流等因素引起海面倾斜所产 生的斜压场称为外压场
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
• 举例说明？
海流的成因
• 海流形成取决于三个驱动力的相互作用的结果：风应力、压强梯度力 和科氏力
• 风应力：由风产生的海面水分子和运动空气之间的摩擦力 • 风应力可以驱动海流和海浪，风应力的大小与风速的平方成正比 • 热量→温度→密度→压强梯度力 • 水平压强梯度力=（Pa-Pb）/x
• 太阳和月球的引潮力引起的潮流，与大洋环流没有直接关系
的方向
dp g dz
压强梯度力
• 海洋学中把海面视为压强为零的等压面
• 等压面与等势面平行的压力场称为正压场（没有 水平压强梯度力）
• 在静态的海洋中，当海水密度为常数或者只是深 度的函数时，海洋中压力的变化也只是深度的函 数，此时海洋中的等压面必然是水平的，即与等 势面平行。
• 等压面与等势面不平行的压力场称为斜压场（存 在水平压强梯度力）
海流运动规律
• 运动遵循海水的下列基本规律：
牛顿运动定律—运动方程 质量守恒定律—连续方程 边界条件和初始条件
海水运动方程
• 单位质量的海水遵循牛顿第二定律
dV dt
Fi
• 作用于海水上的力
引起运动的力：重力、压强梯度力、风应 力、引潮力等
运动后产生的力：科氏力、粘性摩擦力等
压强梯度力
• 等压面：压强相等的面。 • 压强梯度力：水体所受静压力的合力： • 压强梯度力的方向与等压面垂直，指向压力减小
道流、东西边界流等
海流的描述方法
• 描述方法： 拉格朗日方法——追踪法 欧拉方法——定点法
• 目前的研究中多采用欧拉方法来测量和描 述海流
• 海流流速单位为m/s，流向以地理方位角表 示，指海水流去的方向，北向定义为0
影响海流的因素
• 海水的流动同海水密度的分布关系密 切。
• 由于海水密度的分布基本上取决于水 温的分布，所以有时可以根据水温的 分布情况来确定海水流径的大体位置。
• 科氏力只有当物体相对地球运动时才会产生
• 沿物体运动的方向看，在北半球，科氏力指向运 动的右方；在南半球，科氏力指向左方。
• 如何直观地解释上述现象？
地球的自转
• 南北方向运动的物体，可用线运动速度不同解释 • 东西方向运动的物体，可用惯性离心力的水平分量变化解释
• 重力是地心引力与惯性离心力的合成
• 大洋环流一般是指海域中的海流形成首尾相接相 对独立的环流系统或体系
海水的运动
• 基于其驱动机制，海流可分为两种基 本流动：风生流和密度流
• 风驱动的表层和近表层海流和密度驱 动的次表层的海流
• 风生海流涉及到10%的表层海洋 • 对次表层海流我们知之甚少
海流的分类
• 由风驱动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； • 从力平衡情况又分为地转流、惯性流等； • 考虑海域的不同又分为洋流、陆架流、赤
第七章 海洋环流
Harald Sverdrup
海流的定义
• 海水每时每刻都在持续不断地运动着
• 定义：对在广阔的空间、长期持续的海水运动
取平均状态时，较大的流速就往往出现在细长延 伸的海域中，海流即泛指该海域及其周围流速较 快的那部分而言。
• 习惯上将海流的水平运动分量称为海流，而其铅 直分量称为上升流和下降流。
科氏力
• 地球自转产生的惯性偏向 力—科氏力
Fc=2m V×Ω
• 因地球自西向東旋轉的緣故， 物體在北半球運動時，將感 受一個向右的偏向力；而在 南半球運動時，將感受一個 向左的偏向力，此力稱為科 氏力（Coriolis force）。
科里奥利 1792---1843
13
海水的受力—科氏力
• 由于地球的自转，地球是一个非惯性参照系，因 此，在牛顿力学中，必须引入地球自转所产生的 地转偏向力—科氏力
Fug
R
mg
O
Fg Fug Fie
Fie
万有引力
惯性离心 力
• 惯性离心力是一个二阶小量
Fie mR 2 cos
为纬度
地球自转引起的科氏力表达式
• 取x-y平面在海面上，x轴指向东方为正，y
轴指向北为正，z轴指上为正，科氏力的三
分量为
fx 2v sin 2w cos
f y 2u sin