基础海洋学5-海洋环流

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1、基础海洋学FundamentalOceanography第五章海洋环流OceanCrrculation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。习惯上把海流的水平运动分量狭义地称为海流，而其铅直分量单独命名为上升流和下降流。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。就整个世界大洋而言，海洋环流的时空变化是连续的，它把世界大洋联系在一起，使世界大洋的各种水文、化学要素及热盐状况得以保持长期稳定。（a）等压面与等势面平行（b）等压面与等势面相对倾斜第一节海流的成因及表示方法海流的成因：海洋中的等压面与等势面不一致（等压面倾斜，海面增密效应）。

2、第一节海流的成因及表示方法海流的分类：1、按成因来分：由风引起的海流：风海流或漂流（表层，外压场）；由温盐变化引起的：热盐环流（深层，内压场）2、从受力情况可分为：地转流、惯性流3、按发生区域不同分为：洋流、陆架流、赤道流、东西边界流等第一节海流的成因及表示方法拉格朗日法欧拉法当地法描述方法随体法拉格朗日法欧拉法质点轨迹：参数分布：B=B（x,y,z,t）2.比较分别描述有限质点的轨迹同时描述所有质点的瞬时参数表达式复杂表达式简单不能直接反映参数的空间分布直接反映参数的空间分布不适合描述流体元的运动变形特性适合描述流体元的运动变形特性拉格朗日观点是重要的流体力学最常用的解析方法1.表示

3、方法海水的各种运动都是在力的作用下产生的，其运动规律同其它物体的运动规律一样，遵循牛顿运动定律和质量守恒定律。为达到定量地研究海水运动规律，以下将简要地介绍一下海水的运动方程及连续方程。第二节海流运动控制方程第二节海流运动控制方程运动方程：所谓海水运动方程，实际上就是牛顿第二运动定律在海洋中的具体应用。在直角坐标系中，它的三个分量方程为：第二节海流运动控制方程显然，只要给出作用力，便可由方程了解海水的运动状况。作用在海水上的力有多种，归结起来可分为两大类：一是引起海水运动的力，诸如重力、压强梯度力、风应力、引潮力等；另一类是由于海水运动后所派生出来的力，如地转偏向力（Coriolis力

4、，亦称为科氏力）、摩擦力等。1、重力：G=mg2、压强梯度力：第二节海流运动控制方程3、科氏力：研究地球上的海水或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。第二节海流运动控制方程科氏力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。海流运动方程：第二节海流运动控制方程质量连续方程：体积连续方程:(不可压缩)边界条件第二节海流运动控制方程第三节地转流一、地转流的成因在忽略湍流摩擦力作用的较深的理想海洋中，由海水密度分布不均匀所产生水平压强梯度力与科氏力平衡时，海水的定常流动，称为地转流。在北半球垂直于压强梯度力指向右方二、地转方程及其解

5、第三节地转流压强梯度力重力科氏力第三节地转流三、地转流场与密度场、质量场之间的关系海洋中的密度变化是连续的，因此，由于海水密度分布不均匀产生斜压场引起的地转流场的变化也应当是连续的。当海水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，等压面自左下向右上倾斜。在南半球则相反。可以根据大洋上层等温面（线）或等盐面（线）的倾斜方向定性推断地转流的方向。第三节地转流四、地转流的动力计算方法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。海兰－汉森公式适应于内压场

6、引起的地转流。海底为流速参考零面。第四节风海流一、埃克曼无限深海漂流理论1、基本假定在北半球稳定风场长时间作用在无限广阔、无限深海的海面上，海水密度均匀，海面（等压面）是水平的；不考虑科氏力随纬度的变化（但受其作用）；只考虑由铅直湍流导致的水平湍切应力，且假定铅直湍流粘滞系数KZ为常量。当湍切应力与科氏力取得平衡时，海流将趋于稳定状态。2、运动方程及其解第四节风海流科氏力湍切应力在海面合成流的方向右偏于风矢量方向45°埃克曼螺旋线第四节风海流二、浅海风海流的基本特征实际海洋的深度是有限的，特别在浅海中海底的摩擦必须考虑。这就导致了它与无限深海漂流结构的差异。水深越浅，从上层到下层的流速

7、矢量越是趋近风矢量的方向。水深（h）>0.5摩擦深度（D）时，则与无限深海相似。（D与风速和纬度有关）第四节风海流三、风海流的体积运输虽然由风引起海水流动的速度大小和方向各层都不相同，但自表面至流动消失处的海水总运输量可由积分计算。对于无限深海漂流的体积运输，在北半球方向与风矢量垂直，且指向右方。对于浅海风海流的体积运输，偏角<90°，水深越浅，偏角越小。四、上升流与下降流上升流：海水从深层向上涌升；下降流：海水自上层下沉的铅直向流动。产生原因