第五讲 海洋环流

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1、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

2、.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=F2.1.2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=

3、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。

4、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。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0②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

5、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。

6、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—464m/s；  30°—402m/s;60°—232m/s;   90°—0m/s②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(si

7、nφ)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⑴f-平面：研究海区跨纬度少，f可视为常量⑵b-平面：科氏力随纬度的变化f随纬度线性变化的平面，称为β-平面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方向上为③单位质量海水的切应力：取μ为常量则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≠ky≠kz≠c，且均不为常量2.1.6

8、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