第五讲海洋环流

、概述

海流:大规模相对稳定的海水的流动。

（洋流）

海洋环流：大洋环流，海区的环流 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

① 内部压力场：海水密度分布不均匀；增减水 ② 海水连续性：补偿流

海流的分类和命名

1.依受力及成因分：风海流、倾斜流；热盐环 流 依温度特征分：暖流、寒流

依区域特征分：陆架流、赤道流、西边界

深层流

欧拉方法和拉格朗日方法:

142 143 144

依所在层次分：表层流、潜流、中层流、

1.4.5

注意：流向指流去的方向，与风有区别 气候 研究意义：国防、航运、渔业、

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、踪流迹。

中性浮子、浮标、示踪剂等追

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

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

①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。

②重力位势：

⑴ 海平面：静态海洋，海面处处与重力垂直。

⑵ 水平面：处处与重力垂直的面。可以有多个。

⑶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

⑷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。

⑸ 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 ①(gpm )=gdz/

I ① 1 —① 2 I /(gpm)= I z1 — z2 I /(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 =,故丨①1—①2 1工1 z1 - z2 I; 但实用时，?为同处，z1与z2差别不会超万米 故近似相等。 ⑹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

① 等压面：海洋中压力处处相等的面，如海面、 海压为0

Z.

K,

②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

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”

③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

④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）

①地球自转及其效应：

不同纬度、转动线速度

不同

赤道一464m/s ；30°402m/s;

90°Om/s

60°232m/s;

②科氏力的三个分量:

③ 科氏力的基本性质

⑴ 只有当物体相对于地球运动时才会产生。

⑵ 在北半球，它垂直指向物体运动的右方；南 半球则向左。

⑶ 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。

⑷ 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。

⑸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。

④f - 平面与b -平面

面：科氏力随纬度的变化

f 随纬度线性变化的平面，称为

B - 2.1.5切应力

① 定义：两层流体相对运动，因粘滞使界面产生 切向作用力

② 单位体积海水所受切应力的合力，在 X 方向 为 ③ 单位质量海水的切应力：取卩为常量则

⑴f - 平面：研究海区跨纬度少,

f 可视为常

⑵b- 平面

④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，kx工ky工kz工c,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

地转流一一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

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。

第五讲海洋环流

、概述 海流:大规模相对稳定的海水的流动。 （洋流） 海洋环流：大洋环流，海区的环流 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 ① 内部压力场：海水密度分布不均匀；增减水 ② 海水连续性：补偿流 海流的分类和命名 1.依受力及成因分：风海流、倾斜流；热盐环 流 依温度特征分：暖流、寒流 依区域特征分：陆架流、赤道流、西边界 深层流 欧拉方法和拉格朗日方法: 142 143 144 依所在层次分：表层流、潜流、中层流、 1.4.5 注意：流向指流去的方向，与风有区别 气候 研究意义：国防、航运、渔业、

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、踪流迹。 中性浮子、浮标、示踪剂等追 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 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 ①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。 ②重力位势：

⑴ 海平面：静态海洋，海面处处与重力垂直。 ⑵ 水平面：处处与重力垂直的面。可以有多个。 ⑶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 ⑷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。 ⑸ 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 ①(gpm )=gdz/ I ① 1 —① 2 I /(gpm)= I z1 — z2 I /(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 =,故丨①1—①2 1工1 z1 - z2 I; 但实用时，?为同处，z1与z2差别不会超万米 故近似相等。 ⑹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 ① 等压面：海洋中压力处处相等的面，如海面、 海压为0 Z. K,

第五讲 海洋环流

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 ①内部压力场：海水密度分布不均匀；增减水 ②海水连续性：补偿流 1.4海流的分类和命名 ⒈4.1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 ①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φ，水深z 有关。 在海面z=0，赤道与极地, Δg = 0.052m/s2 在φ=45°处，海面与深万米处，Δg=0.031m/s2 一般取 g = 9.80m/s2，视为常量。

②重力位势： ⑴海平面：静态海洋，海面处处与重力垂直。 ⑵水平面：处处与重力垂直的面。可以有多个。 ⑶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 ⑷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。 ⑸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 dΦ(gpm)=gdz/9.8 ∣Φ1－Φ2∣/(gpm)=∣z1－z2∣/(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∣Φ1－Φ2∣≠∣z1－ z2∣；但实用时，φ为同处，z1与z2差别不会超万米，故近似相等。

第11章 风生海洋环流

第11章风生海洋环流 是什么驱动洋流呢？起先，我们也许会回答是风驱动环流。但是如果我们自习考虑这个问题，我们也许就不那么确定了。举个例子，我们会注意到，像在大西洋和太平洋上很强的北赤道逆流是逆风流动地。在16世纪西班牙航海家就注意到沿佛罗里达海岸的北向流动的强大洋流似乎与风没有关系。这是怎么产生的？还有，为什么强大的洋流在东海岸海面上出现而不再西海岸海面上出现呢？ 问题的答案在1947－1950发表的三篇著名论文中能找到。首先，Harald Sverdrup(1947)表明海洋表层大约1km的环流与风应力旋度有直接关系。Henry Stommel(1948)表示：由于科氏力随纬度变化，在大洋涡旋的环流是不对称的。最后，Walter Munk(1950)加入了涡旋粘滞性并计算了太平洋上层的环流。这三位海洋学家一起奠定现代海洋环流理论的基石。 11.1Sverdrup海洋环流理论(Sverdrup’s Theory of the Oceanic Circulation) 当Sverdrup在分析对赤道流的观测结果时，他突然想到把风应力旋度和海洋上层的质量传送联系起来。为了找到这种关系，Sverdrup假定：流动是固定的，测向摩擦和分子粘滞性很小，并且靠近海面的湍流可以用涡旋粘滞性描述。他进一步假设：流动是斜压的，风生环流在某一没有运动的深度消失。由(8.9 and 8.12)动量方程的水平部分为： Sverdrup对这两个方程从海面到深度－D进行积分，－D等于或大于水平压强梯度力变为零的深度。他定义： 其中Mx和My是风驱动层的质量传输，风生层一直伸展到假定的无运动层。 在海面水平边界条件是风应力，在－D深度边界风应力为零,因此洋流变成零。 其中Tx和Ty是风应力的水平分量。 用这些定义和边界条件，(11.1)变为：

海洋环流

第五章海洋环流 概述（Summary） 一、定义及分类（Definition&Type） 1.海流(Oceancurrent)：海水大规模相对稳定的流动。 2.分类(Type)： 按成因分： 密度流(densitycurrent)，风海流(windcurrent)，补偿流(compensationcurrent)； 按受力分： 地转流(geostrophicflow)、惯性流； 按发生区域： 赤道流(equatorialcurrent)，陆架流，东西边界流(eastern/westernboundarycurrent)等；按运动方向： 上升流(upwelling)，下降流(downwelling)； 按海流温度与周围海水温度差异分： 寒流，暖流等 二、研究意义（Significance） 国防，航运，渔业，气候 三、影响和产生海流的力（Causesofcurrent） 引起海水运动的力：重力，压强梯度力，风应力，引潮力 海水运动后派生的力：科氏力(Coriolisforce)，摩擦力(frictionforce) 1、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。与纬度和海水深度有关: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

重力势(potentialofgravity)：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：位势相等的面叫等势面。处处与重力垂直的面称水平面。 海平面(sealevel)：海洋表面的平均位置。 2、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： f=f1-f2=P·A-(P+△P)·AP·A 单位质量水体所受的静压力的合力：与等压面垂直，指向压力减小的方向。即与压强梯度方向相反。 流体静力学方程： 正压场：等压面与等势面平行 斜压场：等压面相对等势面发生倾斜时。 海洋内压场：由海洋中密度差异形成的斜压状态。在海洋上部斜压性很强。 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。 3、风应力： 切应力，将大气动量输送给海水，目前，只能以经验公式给出 4、科氏力： 5、摩擦力： 体积力，分子粘性力(molecularviscosity)和湍流粘性力(turbulentviscosity) 四、海水动力学方程（Dynamicequationofseawater） 运动方程：牛顿第二定律 速度V是时空的函数，即V=V(x,y,z,t) 实质微商：

第五章海洋环流

第五章：海洋环流 1、海流：是指海水大规模相对稳定的流动，是海水重要的普遍运动形式之一。 海流一般是三维的，习惯上常把海流的水平运动分量狭义的称为海流，其铅直分量单独命名为上升流、下降流。 2、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。 一、海流的成因及表示方法 （一）成因：海流的产生有两个最基本的原因： 1、受海面上的风力驱动，形成风海流，也叫漂流； 2、海水的温、盐变化，引起密度分布变化，形成热盐环流，也叫密度流。 （二）海流的分类： 1、成因不同：风海流、热盐环流 2、受力情况不同：地转流、惯性流 3、发生的区域不同：洋流、陆地流、赤道流、东西边界流等 （三）海流的表示方法 1、拉格朗日方法 2、欧拉方法（常用） 海流流速单位：m/s 流向（指海水流去的方向）以地理方位角表示：北0°；东90°；南180°；西270°。流向与风向的定义恰恰相反，风向指风吹来的方向。

二、海流运动方程 海水的各种运动都是在力的作用下产生的，其运动规律同其他物体的运动规律一样，遵循牛顿运动规律和质量守恒定律。作用在海水上的力有多种，归纳起来分为两大类： 1、引起海水运动的力：重力、压强梯度力、风应力、引潮力等； 2、有海水运动后所派生出来的力：地转偏向力（科氏力）、摩擦力等。 （一）重力 在海洋学中，把重力加速度是为常量，取为9.80米每平方米。对于静态的海洋，重力处处与海面垂直，此时海面称为海平面。处处与重力垂直的面也称为水平面。从一个水平面逆重力方向移动单位质量物体到某以高度所作的功叫做重力位势。连接位势相等的面称为等势面。静态海洋的表面是个等势面。两个等势面之间的距离称为位势差。 （二）压强梯度力 压强梯度力：单位质量海水所受静压力的合力。他与等压面垂直，且指向压力减小的方向。（公式） 在静态海洋中，当海水密度为常熟或者只是深度的函数时，海洋中的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。 当海水密度不为常数，特别是在水平方向上存在明显差异时，此时等压面向对于等势面将会发生倾斜，这种压力场称为斜压场。由海水中密度差异形成的斜压场，称为内压场。由于海洋外部原因（如风、降水等）引起海面倾斜所产生的压力场称为外压场。外压场叠加在内压场之上，一起称为总压场。 在斜压场的情况下，海水质点所受的重力与压强梯度力已不能平衡，由于等压面的倾斜方向是任意的，所以压强梯度力一般与重力方向不在同一直线上。

海洋环流

一、Stommel 西向强化理论的推导 Stommel 假定条件: 定常流--忽略局地变化项 ---------u t ??= 0 水平均一—忽略平流项 ---------u u u u v w x y z ???++??? = 0 存在’无运动深度’ 0D 运动方程的分量：(/V z K A ρ=)，为运动学交换系数 1()V x p u fv K x z z ξρ???=++??? (01) 1()V y p v fu K y z z ξρ???=-++??? (02) 风应力的表达形式: cos ;0x y y F b πττ=-= 海水为均质： p h g x x ρ??=?? (03) p h g y y ρ??=?? (用海面斜率代替水平压强梯度力) (04) 将式(01)和(02)对Z 积分，并将式(03),(04)的结果带入得 ()h h h h V x D D D D h u g dz fvdz K dz dz x z z ξ----???=++??????? (05) ()h h h h V y D D D D h v g dz fudz K dz dz y z z ξ----???=-++??????? (06) 为简化分析，stommel 将05,06式第一项中的u 和v 看成与z 无关，这种简化等于把风看成是一种体积力，看成是作用于流体柱上的力。 对上式各项积分，得到 () ()()x x h g h D fv h D t h D x ξ?+=++++? (07) ()()()y y h g h D fu h D t h D y ξ?+=-++++? (08) 对于x ξ和y ξ，使用最简单的阻力，认为其数值正比于流体的速度

海洋环流的演变及改变机制

海洋环流的演变及改变机制 3.1 海洋经向翻转环流（MOC ）的定义 本文中的MOC 定义如下： (2) 其中，φ为经向翻转流函数，v 为海水的经向流速，(x,y,z’)分别是纬向、经向和垂直方向的坐标，z 为φ的深度位置，(x L ，x R )表示的是大西洋或太平洋海盆的东西两侧边界[13]。 为了简化和定量化MOC 以便看MOC 随时间的变化，AMOC 往往被定义为一个简单的指数。即将20°~70°N 、500m —2000m 深度上的AMOC 的最大值定义为AMOC 指数[14]-[15]。仿照AMOC 指数的定义，本文将30°N~60°N 、500m —2000m 深度上PMOC 的最大值定义为PMOC 指数。而副热带环流（Subtropical cell,STC ）则定义为太平洋0~500m 深度上PMOC 的最大值。 3.2 Flat 试验中海洋环流的响应 3.2.1 海洋环流的演变 在比较Flat 和Real 试验最后100年海洋经圈翻转流指数时，我们发现Flat 试验与Real 试验相比，AMOC 指数在前20年有一个短暂的增加后迅速减小，到200年基本达到平衡态；PMOC 指数在前20年有一个短暂的减小后增加。即抹平全球山脉后AMOC 和PMOC 也出现了跷跷板现象。副热带环流（Subtropical Cell ，STC ）响应速度更慢，在前150年Flat 试验中STC 较Real 试验是减小的，之后一直增加，如图4所示。图5是两个试验最后100年平均海洋经圈环流差异的空间分布图，Flat 试验中大西洋经向翻转质量流函数较Real 试验在整个海盆均是减弱的；太平洋经圈翻转质量流函数在整个海盆几乎是增强的。随后，我们分析了产生此效应的机理。 ?==?===R L x x x x z 'z 'z 'dxdz )'z ,y ,x (v )z ,y (0?

第五章海洋环流

第五章： xx环流 1、海流： 是指海水大规模相对稳定的流动，是海水重要的普遍运动形式之一。 海流一般是三维的，习惯上常把海流的水平运动分量狭义的称为海流，其铅直分量单独命名为上升流、下降流。 2、xx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。 一、海流的成因及表示方法 （一）成因： 海流的产生有两个最基本的原因： 1、受海面上的风力驱动，形成风海流，也叫漂流； 2、海水的温、盐变化，引起密度分布变化，形成热盐环流，也叫密度流。 （二）海流的分类： 1、成因不同： 风海流、热盐环流 2、受力情况不同： 地转流、惯性流 3、发生的区域不同： 洋流、陆地流、赤道流、xx边界流等

（三）海流的表示方法 1、xx日方法 2、xx方法（常用） 海流流速单位： m/s 流向（指海水流去的方向）以地理方位角表示： 北0°；东90°；南180°；西270°。流向与风向的定义恰恰相反，风向指风吹来的方向。 二、海流运动方程 海水的各种运动都是在力的作用下产生的，其运动规律同其他物体的运动规律一样，遵循牛顿运动规律和质量守恒定律。作用在海水上的力有多种，归纳起来分为两大类： 1、引起海水运动的力： 重力、压强梯度力、风应力、引潮力等； 2、有海水运动后所派生出来的力： 地转偏向力（xx）、摩擦力等。 （一）重力 在海洋学中，把重力加速度是为常量，取为 9.80米每平方米。对于静态的海洋，重力处处与海面垂直，此时海面称为海平面。处处与重力垂直的面也称为水平面。从一个水平面逆重力方向移动单位质量物体到某以高度所作的功叫做重力位势。连接位势相等的面称为等势面。静态海洋的表面是个等势面。两个等势面之间的距离称为位势差。 （二）压强梯度力