第五讲 海洋环流.doc

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 内部压力场：海水密度分布不均匀；增减水 海水连续性：补偿流 1.4海流的分类和命名 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 1.5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=F 2.1.2重力和重力位势 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/s2一般取 g = 9.80m/s2，视为常量。 重力位势： 海平面：静态海洋，海面处处与重力垂直。 水平面：处处与重力垂直的面。可以有多个。 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 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。 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 d(gpm)=gdz/9.812/(gpm)= z1z2/(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 =9.8，故12z1z2； 但实用时，为同处， z1与z2差别不会超万米，故近似相等。 动力米、动力高度、动力深度是传统动力海洋学中的术语。按SI应废止，应相应改为位势米、位势高度、位势深度。 2.1.3压强梯度力、海洋压力场 等压面：海洋中压力处处相等的面，如海面、海压为0 流体静力学方程：在海面以下 -z 深度处的压力为写成微分形式 即海洋静止海水无运动时 1）当海水密度 为常数时， 压力 P 仅与水深有关 （g 视为常数） 2）当海水密度仅是深度的函数时，压力 P 也仅与深度有关上述1）、2）表明：海洋中等压面必然是水平的面，此即 “正压场”压强梯度力：正压与斜压 当海水密度不为常数， 特别在水平方向上存在明显差异时，或者由于外部的原因,使等压面相对于等势面发生倾斜时，等压面与等势面斜交，这种压力场称为斜压场。 在斜压场中，压强梯度力与重力方向不在一条直线上， 分解为x，y，z 三个方向上： 压强梯度力水平分量将导致海水运动 内压场、外压场、总压场 1）内压场：由海洋内部密度差异形成的斜压场。 其特点：上层斜压性强；随深度增加，斜压性减弱至某一深度，等压面与等势面基本平行。 2）外压场：外因（风、径流、降水）引起海面倾斜所产生的压力场。 3）总压场：内压场与外压场叠加在一起。海洋实际多是如此。 2.1.4地转偏向力（科氏力） 地球自转及其效应：不同纬度、转动线速度不同 赤道 464m/s； 30 402m/s; 60 232m/s; 90 0m/s 科氏力的三个分量： 科氏力的基本性质 只有当物体相对于地球运动时才会产生。 在北半球，它垂直指向物体运动的右方；南半球则向左。 科氏力只能改变物体的运动方向，而不能改变物体运动的速率。 科氏力的量值与物体运动速度及地理纬度的正弦(sin)成比例。 分析海洋环流诸力，科氏力的量级与压强梯度力等相当，虽然小，须考虑。 f - 平面与b - 平面 f - 平面：研究海区跨纬度少，f 可视为常量 b- 平面：科氏力随纬度的变化 f 随纬度线性变化的平面，称为- 平面 2.1.5切应力 定义：两层流体相对运动，因粘滞使界面产生切向作用力 单位体积海水所受切应力的合力，在 x 方向上为 单位质量海水的切应力：取 为常量则 湍流状态、各方向速度有梯度：单位质量海水所受应力合力的三个分量 三个方向皆有速度梯度，三个方向的湍流粘滞系数k不同，kxkykzc，且均不为常量 2.1.6引潮力等：留待“潮汐”一章再讲 2.1.7运动方程的综合形式 2.1.8三、地转流不考虑摩擦的定常流在水平压强梯度力的作用下，海水将在受力的方向上产生运动。与此同时科氏力便相应起作用，不断地改变海水流动的方向，直至水平压强梯度力与科氏力大小相等方向相反取得平衡时，海水的流动便达到稳定状态。若不考虑海水的湍应力和其它能够影响海水流动的因素，则这种水平压强梯度力与科氏力取得平衡时的定常流动，称为地转流。 地转流 3.1 地转方程及其解 3.1.1近似与假设： 大洋中部，远离海岸，不受陆界干扰。 风力很小，不予考虑。 不考虑海水的湍应力。=0压强梯度力作用：水平方向运动，与科氏力达到平衡 定常：设等压面仅沿x 轴倾斜、与等势面有夹角3.1.2运动方程 上述运动方程的适用条件： 不考虑海水湍应力：定常流动：海面倾斜，设沿x 轴：比g 和压力项小得多，可略去 于是： 3.1.3求解：由第一式得结合第三式得 3.1.4讨论 地转流的流向 上述情况中，地转流向沿y轴方向，且在等压面与等势面的交线上流动。在北半球垂直于压强梯度力指向右方，当观测者顺流而立时，右侧等压面高，左侧低。即等压面自左下方向右上方倾斜。 密度流、倾斜流 在整个海洋中由内压场与外压场导致的地转流却具有其特定的分布形式。 密度流：由内压场导致之地转流，一般随深度的增加流速逐步减小，直到等压面与等势面平行的深度上流速为零；其流向也不尽相同，有时称其为密度流。 倾斜流：由外压场导致的地转流，自表层至海底（除海底摩擦层外），流速流向相同，有时称其为倾斜流。 然而在实际海洋中，地转流往往是在总压场作用下引起的。 地转流场与温度场、盐度场之间的关系 海水密度，特别在大洋上层，其水平分布主要由温盐决定，因此等密面的倾斜方向通常与等温面和等盐面的倾斜方向相同，从而与等压面的倾斜方向相反。实际工作中常常可以根据等温面（线）或等盐面（线）的倾斜方向定性地推知地转流的方向。 3.2 地转流的动力计算 32.1地转流的动力计算 动力计算方法：基于地转平衡关系计算 地转流的方法。 计算公式：略 参考（零）面的选取：略 3.2.2卫星遥感反演： 四、风海流-考虑摩擦的定常运动 4.1 厄克曼无限深海漂流理论 4.1.1基本假定： 水深无限、海面广阔：不考虑底摩擦、边界。 海水密度均匀 ：为常数。 稳定风长时间作用于北半球海面：海面（等压面）是水平的：正压 不考虑科氏力随纬度的变化：f - 平面近似 只考虑铅直向湍流导致的水平切应力，且kz 为常量。 由上述假定可知 排除了地转流的水平压强梯度力，排除了海洋陆地边界的影响，仅是由风应力通过海面，借助于水平湍切应力向深层传递动量而引起的海水的运动，在运动过程中同时受到科氏力的作用，当湍切应力与科氏力取得平衡时，处于稳定状态的海流。 简言之：仅考虑风应力与科氏力取得平衡时海水流动的稳定状态。 4.2运动方程、边界条件及解 4.2.1运动方程简化为（厄克曼方程） 4.2.2边界条件 海面：风只沿 y 轴吹 海底无限深 4.2.3解的讨论 风沿y 方向吹，不单是y 方向有流。x 方向也有分量。 流速：速率值 V0exp (az)，随深度z 的增大而指数地 减小 流向：辐角（45+az），随深度 z 而变化 在海面：z =0： 1）速率为V0 ；2） 流向偏于风向之右45 深度增大时，当z = -/a 时 1）速率： 只有海面速率的4.3 2） 流向：（45+az）= （45-）-135恰与表面流向相反 摩擦深度 有经验关系W 为风速 厄克曼螺旋线：厄克曼漂流流速的矢量端点在空间所构成的垂向螺旋形曲线。 摩擦深度 依SI定义厄克曼深度为 4.2 浅海风海流 4.2.1水深越浅，流速矢量越趋近于风矢量方向 4.2.2水深h为摩擦深度之半时，已相似于无限深海。 4.2.3理论计算表明，当 h/D 2 时，可视为无限深海。 浅海风海流的基本特征 4.3 风海流体积运输 4.4 上升流与下降流 上升流是指海水从深层向上涌升。 下降流是指海水自上层下沉的铅直向流动。 实际的海洋是有界的，且风场也并非均匀与稳定。因此，风海流的体积运输必然导致海水在某些海域或岸边发生辐散或辐聚。由于连续性，又必然引起海水在这些区域产生上升或下沉运动，继而改变了海洋的密度场和压力场的结构，从而派生出其它的流动。有人把上述现象称为风海流的副效应。 风海流副效应：上升流与下降流由风海流副效应引起的辐散与辐聚现象 与岸平行的风形成的上升流与下降流由于南北半球科氏力反向，跨赤道的信风也将引起上升流 北半球不均匀风场中表层辐散辐聚与气旋式风场中的上升流 风海流引起的一种近岸流系模型 4.惯性流 当驱动风海流的风停息或者风海流流出该风区之后，原由定常风所维持的漂流便成了依惯性而自由的流，其质点的加速度与科氏力及湍流摩擦力达成平衡。若不考虑摩擦力，则运动方程为 容易导出, 显见对固定地点 （xo , yo），流速矢量端点的轨迹是一个圆，即水质点沿半径为 r 的圆周匀速运动。该圆称为惯性圆，相应的流称为惯性流。 速率 半径 五、世界大洋环流和水团分布 5.1世界大洋环流 风生环流:世界大洋上层环流的总特征可以用风生环流理论加以解释。 热盐环流:由温、盐变化引起的环流常被称为热盐环流，相对而言，它在大洋中、下层占主导地位。 5.1.1风生大洋环流 1948年，斯托梅尔（H.Stommel）就根据海面上风应力并考虑到铅直湍流摩擦力及科氏力等的平衡关系进行了研究。 科氏参量随纬度的变化是引起洋流西向强化的主要原因 5.1.2热盐环流 由风驱动形成的风生环流，主要表现在大洋的上层。 由温、盐变化引起的环流常被称为热盐环流，相对而言，它在大洋中下层占主导地位。 热盐环流相对风生环流而言其流动是缓慢的，但它是形成大洋的中下层温、盐分布特征及海洋层化结构的主要原因。可以说它具有全球大洋的空间尺度。 根据等密面上的温盐结构分析，可以确定由热盐作用引起 的海水运动情况。由于大洋深处海水的温盐等特性取决于其源地的特性及其在运动过程中与周围海水混合的情况，因此可以追踪其源地的主要特性的分布与趋向，借以推断环流的运动与分布情况。这种方法称为核心层分析法。 地中海溢流、南极中层水的追踪 根据海水性质的分析，世界大洋深处的海水主要是由表层海水下沉而形成的，其主要源地是北大西洋的格陵兰海、挪威海和南极大陆边缘的威德尔海、罗斯海等。以往人们曾认为由热盐作用所形成的大洋深处环流的速度是很小的（每天几毫米），但近年来观测表明，并非所有深层环流速度都很缓慢。 5.1.3世界大洋环流分布 世界大洋上层主要水平环流 世界大洋上层环流的总特征可以用风生环流理论加以解释 1）太平洋与大西洋的环流型有相似之处：在南北半球都存在一个与副热带高压对应的巨大反气旋式大环流（北半球为顺时针方向，南半球为逆时针方向）；在它们之间为赤道逆流；两大洋北半球的西边界流（在大西洋称为湾流，在太平洋称为黑潮）都非常强大，而南半球的西边界流（巴西海流与东澳海流）则较弱； 北太平洋与北大西洋沿洋盆西侧都有来自北方的寒流； 在主涡旋北部有一小型气旋式环流。 各大洋环流型的差别是由它们的几何形状不同造成的。 2）印度洋南部的环流型，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。 3）在南半球的高纬海区，与西风带相对应为一支强大的自西向东绕极流。 4）另外在靠近南极大陆沿岸尚存在一支自东向西的绕极风生流. 世界大洋上层主要流系 1）赤道流系 与两半球信风带对应的分别为西向的南赤道流与北赤道流，亦称信风流。 在南北信风流之间与赤道无风带相对应是一支向东运动的赤道逆流，流幅约300500km。 在南赤道流区赤道下方的温跃层内，有一支与赤道流方向相反自西向东的流动，称为赤道潜流。在太平洋的潜流曾称为克伦威尔流，在大西洋的曾称为罗蒙诺索夫流。 赤道流是一支高温、高盐、高水色及透明度大为特征的流系。 2）上层西边界流 上层西边界流是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，大西洋的湾流与巴西流以及印度洋的莫桑比克流等。 湾流:在海面上的宽度为100-150km，两侧水位差可达1.4m,表层最大流速可达2.5m/s，最大流速偏于流轴左方，沿途流量不断增大，影响深度可达海底；湾流两侧有自北向南的逆流存在。 弯曲现象:洄流与主流分离，在南侧形成气旋式冷涡，在北侧则形成反气旋式暖涡.湾流的弯曲及冷、暖核心流环 黑潮： 斯维尔德鲁普把从台湾南端开始到日本太平洋沿岸35N附近的这一段流动称为黑潮，从35N向东到160E附近的流动称为黑潮续流；160E以东为北太平洋流。三者合称黑潮流系。 黑潮与湾流相似，也是一支斜压性很强的海流，同样处在准地转平衡中。强流带宽约（75-90）km，两侧水位相差1m左右。影响深度达1000m以下，两侧也有逆流存在，在日本南部流速最大可达（1.5-2.0）m/s。 东海黑潮断面温盐分布（1987年6月）（“东方红”号调查） 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、北大西洋流和南半球的南极绕极流。 其界限是:向极一侧以极地冰区为界，向赤道一侧到副热带辐聚区为止。 其共同特点是:在西风漂流区内存在着明显的温度经向梯度，这一梯度明显的区域称为大洋极锋。 南极绕极流: 由于南极周围海域连成一片，南半球的西风漂流环绕整个南极大陆（应当指出南极绕极流是一支自表至底自西向东的强大流动，其上部是漂流，而下部的流动为地转流）。 南极锋位于其中，在大西洋与印度洋平均位置为50S，在太平洋位于60S。由于风场分布不均匀，造成了来自南极海区的低温、低盐、高溶解氧的表层海水在极锋的向极一侧辐聚下沉，此处称为南极辐聚带。 北半球的极锋辐聚不甚明显，只在太平洋西北部的黑潮与亲潮的交汇区以及大西洋西北部的湾流与拉布拉多海流的交汇区存在着比较强烈的辐聚下沉现象，一般称为西北辐聚区。 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，大西洋的加那利流、本格拉流以及印度洋的西澳流。由于它们从高纬流向低纬，因此都是寒流，同时都处在大洋东边界，故称东边界流。 水色低，透明度小 5）极地环流 南极海区环流 在南极大陆边缘一个很狭窄的范围内，由于极地东风的作用，形成了一支自东向西绕南极大陆边缘的小环流，称为东风环流它与南极绕极环流之间，由于动力作用形成南极辐散带。与南极大陆之间形成海水沿陆架的辐聚下沉，此即南极大陆辐聚。这也是南极陆架区表层海水下沉的动力学原因。 6）副热带辐聚区的特点 在南北半球反气旋式大环流的中间海域，流向不定，因季节变化而分别受西风漂流与赤道流的影响，一般流速甚小。 由于它在反气旋式大环流中心，表层海水辐聚下沉,称为副热带辐聚区。它把大洋表层盐度最大、溶解氧含量较高的温暖表层水带到表层以下，形成次表层水。 具有世界大洋中最高的水色和最大透明度 世界大洋上层的铅直向环流 在赤道上，西向的南赤道流，在赤道两侧分别向南与向北辐散，导致海水上升；在南赤道流与赤道逆流之间（3-4N），由于海水辐聚而导致下沉；在赤道逆流 与北赤道流之间（10N）又形成了海水的辐散上升。 由于连续性的原因，上述上升或下沉的海水在一定的深度上便形成了经向的次级小环流。它们分布在25N-20S之间，所处深度较浅，仅变动于（50100）m之间。 作用:使得赤道海区表层的热量和淡水盈余向高纬方向输送，部分调节了热盐的分布状况. 5.2 世界大洋水团 5.2.1水型和水系 水型：斯维尔德鲁普（1942）首次定义水型：指温盐度均匀，在温-盐图解上仅用一个单点表示的水体。