第五章 海洋环流

1、.,第五章 海洋环流,.,5.1 海流的成因及表示方法,一、定义及分类 二、研究方法 三、海流的方向和单位,.,一、定义及分类,1.海流：海水大规模相对稳定的流动。 海洋环流：一般是指海域中的海流形成首尾相接的相对独立的环流系统或流旋。 2.分类 按成因分：密度流，风海流，补偿流 按受力分：地转流、惯性流； 按发生区域：赤道流，陆架流，东西边界流等； 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,.,二、研究方法,、拉格朗日方法，对同一质点在不同时间的观测 、欧拉方法，对不同质点在同一时间的观测,.,三、海流的方向和单位,、海流流速单位：（SI单位制） 、海流流向

2、：指海水流去的方向，正北为度。“风来流去” 绘制海流图时常用箭矢符号，矢量长度表示流速大小，箭头方向表示流向。 、1纬距111.1km=60海里 1节1海里小时1.85233km/小时,.,5.2 海流运动方程,一、运动方程 二、受力分析 三、连续方程 四、边界条件,.,一、运动方程,所谓海水运动方程，实际就是牛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 在直角坐标系中，它的三个分量方程为 只要给出这些力，应用式（5-2）便可了解海水的运动状况。,.,二、受力分析,作用在海水上的力有多种，归结起来可分为两大类： 引起海水运动的力：重力，压强梯度力，风应力，引潮力。 海水运动

3、后派生的力：地转偏向力（Coriolis Force,亦称为科氏力），摩擦力。,.,二、受力分析,、重力：地心引力与地球自转产生的惯性离心力的合力。习惯上将单位质量物体所受重力称为重力加速度，以g表示，它是地理纬度与从海平面向下算起深度的函数。其表达式为 海面上赤道到极地差为0.052m/平方米，在中纬度，海面与10km深处的差为0.031m/平方米。因此，在海洋研究中，一般视其为常数9.8m/平方米。,.,二、受力分析,海平面：对于静态的海洋，重力处处与海面垂直，此时的海面称为海平面。处处与重力垂直的面也称为水平面。 重力位势：从一水平面逆重力方向移动物体到另一高度所做功。 等势面：位势相等

4、的面叫等势面。静态海洋的表面是一个等势面。 用位势米表示位势差：,.,二、受力分析,、压强梯度力、海洋压力场 等压面：海洋中压力处处相等的面。海面为海压为的等压面。 (以往称为一个大气压，平均为1013.25hPa)。 在右手直角坐标系中，坐标原点取在海面，z 轴向上为正，那么海面以下-z深度上的压力则为 式中为海水密度。写成微分形式则有 此方程称为流体静力学方程。,.,二、受力分析,正压场：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。这种压力场称为正压场。 压强梯度力：根据牛顿运动定律，当海水静止时，

5、水质点所受到的合力必然为零。但海水却总是处在重力的作用之下，且指向下方。由此可以推断，一定还存在一个与重力方向相反的，与重力量值相等的力与其平衡。由式(5-6)知，该力为,.,二、受力分析,它与等压面垂直，且指向压力减小的方向。 图51a表示了正压场中压强梯度力与重力平衡的情况。 当海水密度不为常数，此时等压面相对于等势面将会发生倾斜，这种压力场称为斜压场。如图51b所示。,.,二、受力分析,.,二、受力分析,斜压场中压强梯度力一般表达式： 写成分量形式，即压强梯度力在x，y，z三个方向上的分量分别为 内压场，外压场，总压场。,.,二、受力分析,由式(56)知，两等压面之间的铅直距离为 与海水

6、密度成反比。当海水密度在水平方向上存在明显差异时，必然导致两等压面之间的距离不等，使其相对于等势面而发生倾斜。这种由海洋中密度差异所形成的斜压状态，称为内压场。,.,二、受力分析,外压场：外部原因（风、降水、江河径流）引起海面倾斜产生的压力场。 总压场：外压场自海面到海底叠加在内压场之上，一起称为总压场。 单位换算：在SI单位制中，利用公式dp=-pgdz计算压力的单位是牛顿每平方米(N/m2)，相当于100hPa。若以百帕为单位，则有 联合式（5-10）与式（5-4），则有,.,二、受力分析,、地转偏向力（科氏力） 研究地球上海水或者大气的大规模运动时，必须考虑地球自转效应，或称为科氏效应。

7、 人们把参考坐标取在固定的地表，由于地球不停地在以平均角速度绕轴线自西向东自转，参考坐标系也在不断地旋转，因此它是一个非惯性系统。 在研究海水运动时，必须引进由于地球自转所产生的惯性力，方能直接应用牛顿运动定律作为工具，从而阐明其运动规律。这个力即称为地转偏向力或称科氏力。,.,二、受力分析,定性说明地转效应： 1、沿经圈运动（从赤道向高纬运动，轨道向东偏移；从高纬向赤道运动，轨道向西偏移）。 2、沿纬圈运动（向东运动，轨道向赤道偏移；向西运动，轨道向极偏移）。,.,二、受力分析,实际上由于地球自转所产生的惯性力是三维的。取xy 平面在海面上，x 轴指向东为正，y 轴指向北为正，z 轴向上为正

8、，科氏力的三个分量为 式中为地球自转角速度，在海洋中，由于海水的铅直运动分量很小，故通常忽略与有关的项，即简化为 式中 称为科氏参量。,.,二、受力分析,科氏力的基本性质： 、只有物体相对地球运动时才会产生； 、北半球垂直作用在运动物体的右方；南半球向左； 、只改变运动物体的方向，不改变速度； 、与运动物体的的速率及地理纬度的正弦成比例，赤道为，越往极地越大。,.,二、受力分析,4、切应力：当两层流体作相对运动时，由于分子粘滞性，在其界面上产生的一种切向作用力。 它与垂直两层流体界面方向上的速度梯度成正比。因此，当两层流体以相同的速度运动或者处在静止状态时，是不会产生切应力的。 单位面积上所产

9、生的切应力为 海面上的风与海水之间的切应力，称为海面风应力，它能将大气动量输送给海水，是大气向海洋输送动量的重要方式之一。风应力目前只能以经验公式给出。,.,二、受力分析,设海水只沿x方向运动，且只在z方向上存在速度梯度 。 则侧向四个面上的切应力为零。上、下两面所受的总应力为(2-1)xy。那么单位体积海水所受的合力为,.,二、受力分析,将式(514)中切应力的表达式代入，并取微分形式则为 此即为单位体积海水在x方向上所受到的切应力之合力的表达式。取分子粘滞系数为常量，由式(515)，单位质量海水的切应力为,.,二、受力分析,以上仅讨论了一种很特殊情况下海水所受切应力合力的形式。若同时考虑海

10、水在各方向的速度梯度，则单位质量海水所受应力合力的三个分量表达式可分别写为,.,二、受力分析,5、引潮力及其它 引潮力是日、月等天体对地球的引力以及它们之间作相对运动时所产生的其它的力共同合成的一种力。它能引起海面的升降与海水在水平方向上的周期性流动。 另外，引起海水运动的力还可以来自火山爆发和地震等。,.,二、受力分析,直角坐标中海水运动方程的具体形式 在讨论海水的不同运动形式时，经常从实际情况出发对方程加以简化，以便求解。,.,三、连续方程,所谓连续方程实质上是物理学中的质量守恒定律在流体中的应用。即流体在运动过程中，它的总质量既不会自行产生，也不会自行消失。由此导出连续方程。,.,三、连

11、续方程,首先考虑平行于x轴的流动。 单位时间流入小立方体的质量为 单位时间流出的质量为,.,三、连续方程,当取极限x0时，上式方括号内的最后一项的量级与前两项相比可视为无穷小，可以忽略，这样，在x方向上流出与流入的差是 同理可以得到流体在y和z方向上流出与流入的差分别为 因而，由流出或流入引起小立方体内质量的总净变化是,.,三、连续方程,小立方体xyz内质量随时间的变化可写为 若质量守恒，则总效应必定为零，即 由于流体的密度=(x，y，z，t)，因此随流体运动的密度变化率为 联合式(519)与(520)得,.,四、边界条件,运动学边界条件：规定边界上海水运动速度所遵循的条件。在海汽界面（海面）

12、处的运动学边界条件为 动力学边界条件：规定边界上海水受力所遵循的条件。 另外，在研究局部海区的环流时，往往还需考虑与其毗连的海水的侧向边界条件。 海水的真实运动规律十分复杂，实际工作中，人们往往采取各种近似或假定，对各种条件加以简化。,.,5.3 地转流,一、地转方程及其解 二、地转流场与密度场、质量场之间的关系 三、地转流的动力计算方法,.,一、地转方程及其解,地转流定义：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。 地转流产生机制：等压面倾斜于等势面，内压场导致的称为密度流（主要体现在海洋上层，流速随深度的增加逐渐减小），外压场导致的称为倾斜流（自表层至海底，流速流向相同）。,

13、.,一、地转方程及其解,.,一、地转方程及其解,地转流特点： 地转流流速大小与等压面和等势面的夹角的正切成正比，与科氏参量成反比； 沿两面的交线流动,北半球流向偏在压强梯度力水平分力右方90度； 在北半球，面向流去的方向，右面等压面高，左面低。南半球则与之相反； 内压场引起的等压面倾斜主要体现在海洋的上层，随深度增加而减小。外压场引起的等压面倾斜则直达海底。,.,二、地转流场与密度场、质量场之间的关系,.,二、地转流场与密度场、质量场之间的关系,通过两层海水界面时海水的压力变化是连续的，界面上任意两点之间的压力差为dp，即有 dp1=dp2，或写成 由静力方程和式（5-25）知 代入式（5-2

14、7）得 又 代入上式得,.,二、地转流场与密度场、质量场之间的关系,式(528)和(529)两式给出了密度界面(在密度连续变化的海洋中为等密度面)的倾角与流场、压力场之间的相互关系。 可见只有在2v2=1v1，即上下两层海水的动量相等时，界面才是水平的，这在海洋中，特别是大洋上层一般难以满足，因为等密度面通常是倾斜的。不过在赤道例外，因为那里f0，所以tg=0。,.,二、地转流场与密度场、质量场之间的关系,实际海洋中的地转流流速，一般是上层大于下层，不难从式(529)中看出，设v2=0，即2=0，则 因为21，故上式永远为负值，即 tg1与 tg符号相反，说明等压面与等密面相对x轴倾斜方向相反

15、。反之，当上层流速小于下层流速时，则等压面与等密面的倾斜方向相同。但这在海洋中比较少见。,.,二、地转流场与密度场、质量场之间的关系,上述关系可用下述法则综合：当上层流速大于下层流速时，我们顺流而立，则在北半球密度小的海水在右侧，密度大的海水在左侧，等压面自左向右上倾斜。在南半球则相反。 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。,.,三、地转流的动力计算方法,由地转流公式可知，只要知道等压面相对等势面的倾角，就可计算地转流速。但是等压面的倾角量级大小，至今难以直接测量。因此只有借助于海洋调查中的温度、盐度和深度(压力)资料，根据海水状态方程，首先计算海

16、水的密度或比容，进而计算等压面之间的位势差，再进行地转流的计算。,.,三、地转流的动力计算方法,海兰汉森公式： 则,.,三、地转流的动力计算方法,其中B1B2与A1A2分别为p1与p2等压面之间在B0与A0站的铅直几何距离，根据关系式 它们可以用位势差表示，则有 所以 由式(530)计算的流速是p1等压面相对p2等压面的流速，并非相对静止海底的绝对流速。,.,5.4 风海流,一、风应力 单位面积风应力公式： 单位体积风应力公式： 化为二阶形势（单位质量）：,.,5.4 风海流,二、Ekman无限深海漂流理论 1、基本假定（ 北半球） a、稳定风场长时间作用在无限广阔、无限深的海面上排除了海洋陆

17、地和海底边界的影响 b、海水密度均匀、等压面是水平的排除了引起地转流的压强梯度力 c、不考虑科氏力随纬度的变化（即f-平面） d、只考虑由铅直湍流引起的水平湍切应力（摩擦力），且湍流粘滞系数Kz为常量。,.,5.4 风海流,.,5.4 风海流,.,5.4 风海流,.,5.4 风海流,2、无限深海漂流 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。,.,5.4 风海流,

18、.,5.4 风海流,三、浅海风海流 水深越浅，从上层到下层的流速矢量越是趋近风矢量的方向。 四、风海流的体积运输 无限深海情况：,.,5.4 风海流,北半球，海水体积运输方向与风矢量垂直，指向右方。南半球相反。 浅海在x、y方向都有，偏角小于90，水深越浅，偏角越小。,风海流体积运输图示,.,5.4 风海流,五、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,.,5.4 风海流,与岸平行的风形成的上升流与下降流,.,5.4 风海流,由于南北半球科氏力反向，跨赤道的信风也将引起上升流,.,5.4 风海流,.,5.5 世界大洋环流和水团,一、风生大洋环流 流线：流线是某一时刻在流

19、场中画出的一条空间曲线，在该时刻，曲线上的所有质点的速度矢量均与这条曲线相切。它是欧拉法描述流动的一种方法。 西向强化理论：科氏参量随纬度变化。,.,5.5 世界大洋环流和水团,.,5.5 世界大洋环流和水团,在大洋西岸流线密集、流速大；而大洋东岸流线稀疏，流速小。 北太平洋黑潮，北大西洋湾流以及印度洋莫桑比克流体现了洋流西向强化的特征。,.,5.5 世界大洋环流和水团,二、热盐环流 由温度、盐度变化引起的密度差驱动的环流（包括风、热通量、水通量及海洋内部混合等）的大洋环流，相对而言，在大洋中下层占主导地位。,.,5.5 世界大洋环流和水团,大洋传送带： 大洋传送带又叫温盐环流和热盐环流，是全

20、球尺度的深海流动现象。它控制着全球大洋90的水体，对地球气候系统起着至关重要的调节作用，且可能是触发气候突变的因素之一，近年来受到了学术界的重视，而一部好莱坞大片后天也使其得到广大公众的关注。,.,5.5 世界大洋环流和水团,基本理论：高盐度的低温海水在北大西洋北部下沉，自深海向南流动返回赤道，一直到达环南极。它在南大西洋、南印度洋及南太平洋上升至海水表层，流向北大西洋、印度洋及北太平洋，汇合成一支温暖且盐度低的洋流，自热带太平洋向西穿过印度洋，绕过非洲南部，最后到达大西洋一直向北，从而形成一个闭合的环流。其中，在北大西洋海域，海水表层向北，深层向南的传送有着特别重要的意义，它不断地将低纬度地

21、区赤道附近的热量和盐度低的海水带到中高纬度的海域，从而缓和了北半球中高纬度地区温度的变化，维持着全球气候系统的平衡。,大西洋表层密度 与温、盐随纬度的变化,.,5.5 世界大洋环流和水团,环境影响： “大洋传送带”的循环依赖于海水中温度和盐度的差异，而全球变暖将会威胁到它的运转。因为全球变暖会直接导致北半球中高纬度地区冰川融水和降水的大量增加，并使得北大西洋海水暖化，这就削弱了北大西洋与赤道海水之间的温度和盐度差别，进而使得“大洋传送带”衰减，甚至可能停滞。这种情况一旦发生，庞大的洋流循环系统就会崩溃，北半球中高纬度地区将急剧变冷，并导致整个地球气候发生紊乱。,.,5.5 世界大洋环流和水团,

22、现代大洋热盐环流的一个显著特征是洋盆间处于不对称状态，这主要体现在北大西洋有活跃的深水形成，而北太平洋仅能形成中层水，其深水是源于南极形成的底水和北大西洋形成的深水，并通过混合作用处于上升状态。受热盐环流不对称的影响，北大西洋海表的平均温度高于同纬度北太平洋海表温度，导致北大西洋可以向其上方的大气释放更多的热量和水气，在盛行风的影响下使处于北大西洋东岸的北欧比同纬度其它地区的气候要温和宜人得多。,.,5.5 世界大洋环流和水团,三、大洋表层 、特征：南北半球主体存在与副热带高压对应的巨大反气旋式环流； 南北反气旋环流之间为赤道逆流； 北半球强大的西边界流； 北半球洋盆西侧有寒流； 主涡旋北部有

23、小的气旋式环流。,.,5.5 世界大洋环流和水团,.,5.5 世界大洋环流和水团,气旋与反气旋： 气旋是北（南）半球，大气中水平气流呈逆(顺)时针旋转的大型涡旋。在同高度上，气旋中心的气压比四周低，又称低压。气旋近似于圆形或椭圆形，大小悬殊。小气旋的水平尺度为几百千米，大的可达三、四千千米。气旋的垂直气流是上升的，多阴雨天气。 反气旋是占有三维空间的大尺度的空气涡旋。在北半球，反气旋区气流自中心向外作顺时针方向旋转，南半球作反时针方向旋转。在天气图中，反气旋是等压线呈闭合、气压值自中心向外递减的高压区，故又称高压。反气旋的范围在地面天气图中，以最外一条闭合等压线代表。,.,5.5 世界大洋环流

24、和水团,大洋主体环流,.,5.5 世界大洋环流和水团,2、各大流系： 、西边界流系：大洋西侧沿大陆坡从低纬向高纬的强流。太平洋黑潮和东澳流，大西洋湾流和巴西流，印度洋莫桑比克流。是反气旋环流一部分，赤道流的延续。与近岸水相比，具有高温、 高盐、高水色和透明度大等特征。北强南弱。,.,5.5 世界大洋环流和水团,、赤道流系： 1)南、北赤道流对应信风带，亦称信风流。赤道流自东向西逐渐加强。2)赤道流系特征 主要100300m的上层，平均流速0.250.75m/s。下部有强大的跃层存在，跃层以上温暖高盐的表层水。溶解氧含量高，营养盐低。赤道流是高温、高盐、高水色及透明度大为特征的流系。3)印度洋赤

25、道流系特征 主要受季风控制。 4）赤道逆流对应赤道无风带，平均位置在3N10N之间。逆流区有充沛的降水，相对赤道流具有高温、低盐特征。它与北赤道流之间存在辐散上升运动，水色和透明度也相对降低。5）赤道潜流南赤道流区下方温跃层内，与赤道流相反自 西向东的流，成带状分布，厚约200m，宽300km，最大流速达1.5m/s。流轴常与温跃层一致，向东变浅。,.,5.5 世界大洋环流和水团,、西风漂流 北太平洋漂流：是黑潮延续体的延续。在北美沿岸附近分为两支：向南一支称为加利福尼亚流，汇于赤道流；向北一支称为阿拉斯加流，它与阿流申流汇合，连同亚洲沿岸南下的亲潮共同构成北太平洋高纬海区气旋式小环流。 北大

26、西洋漂流 南极绕极流 南极辐聚带,.,5.5 世界大洋环流和水团,、东边界流：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，印度洋的西澳流，都是寒流。他们的流幅宽、流速小、影响深度浅，水色低、透明度小。上升流是东边界流海区的一个重要水温特征。,.,5.5 世界大洋环流和水团,、亚北极海流：气旋式环流大西洋：伊尔明格、东格陵兰、西格陵兰、拉布拉多、西风漂流。太平洋：阿拉斯加、阿留申、亲潮、西风漂流。,.,5.5 世界大洋环流和水团,、极地环流 北冰洋中的环流：从大西洋进入的挪威流及一些沿岸流。加拿大海盆为一巨大反气旋式环流，从楚奇科海穿越北极到达格陵兰海，部分西折，部分汇入东格陵兰流，把大量的浮冰携带进入大西洋。 南极海区环流：南极大陆边缘一个很窄范围内，极地东风作用，形成一支自东向西绕南极大陆边缘的小环流，称为极地东风环