大洋环流总结
一、 描述世界大洋的风场和环流场 1、太平洋 风场：
a 、 风场分布，在低纬和极地附近大致是东风带，而在中纬是西风带。
b 、 太平洋年平均风场南北不对称，太平洋的辐合带（ ITCZ ）在北半球，可以看作太
平洋的南北风的的分界线，而不是理想的赤道分界线。 环流：
a 、 中低纬度海区，以副热带海区为中心的大洋环流，北顺南逆。
b 、 北半球中高纬度海区逆时针方向环流，南极大陆外围，西风漂流。
c 、 存在南北赤道流及北赤道逆流，北赤道逆流是南北赤道流的分界线，太平洋流南北
不对称，南赤道流越过赤道。
d 、 东西边界流不对称，西强东弱，西窄东宽，西边界流包括黑潮和东澳大利亚海流，
东边界流主要有加利福尼亚寒流和秘鲁海流，其中黑潮最强。 2、大西洋 风场：
a 、 低纬和极地附近大致是东风带，而在中纬是西风带。
b 、 大西洋南半球风场南北分量较强，原因是大西洋东西较窄。 环流：
a 、 基本洋流赤道流系和南北海盆的副热带环流与太平洋类似。
b 、 北大西洋流系主要有北赤道流、湾流、亚述尔海流和加那利海流，其中是最强的西边界流。
c 、 南大西洋流系主要有南赤道流、巴西海流、南大西洋流和本格拉海流。
d 、 巴西海流远小于北大西洋的湾流，原因是南赤道流大部分进入北大西洋。 3、印度洋
风场：
a 、 在三大洋中，唯独北印度洋与众不同，在冬、夏季风作用下形成季风环流，简称“夏
顺冬逆”。
环流：
a 、 冬季盛行东北季风，形成北印度洋的逆时针环流。
b 、 夏季西南季风盛行，西边界流是索马里寒流，北印度洋地区环流是顺时针的。
c 、 南部洋流基本稳定，形成印度洋南部的逆时针环流。
d 、 南印度洋的东边界流是暖流，与风向相反。
二、基本概念
1、科氏参数
由于地球是自转的，考虑地转，引入科氏参数
2、Rossiby 数
判断运动尺度大小的参数， ，R 0<<1是大尺度运动。
物理意义
惯性项/科氏力：R 0=
L
U 2
/fU
θsin 2f ?Ω=fL
U
R =0
? 旋转时间尺度/平流时间尺度 R 0=f
1/
U
L
? 相对速度/牵连速度 R 0=U/fL ? 相对涡度/牵连涡度 R 0=
L
U /f
3、正压运动
正压海洋：等密度面和等压力面平行 ▽ρ×▽P=0。
泰勒-普劳德曼定理：涡度方程中如果运动达到定常状态，同时外力作用可以忽略（大尺度运动），斜压项为0（正压流体）， 设流体不可压，忽略相对涡度得f ●▽u =0 ,得
0=??z
w ，即流体在某一高度垂直高度速度为0，在所有高度速度都为0，运
动为二维的，可描写为柱状运动。
斜压海洋：斜压海洋：等密度面和等压力面不平行 ▽ρ×▽P ≠0。
热成风关系：涡度方程中如果运动达到定常状态，同时外力作用和相对涡度可以
忽略（大尺度运动）， 简化后， 热成风关系构建了垂直流速的变化和水平密度（温度）变化
之间的关系，是大洋中非常重要的流速和密度（温度）的关系式。
热成风关系的应用：a 、根据大洋内部的垂向密度分布利用热成风推断北赤道流
和逆流的方向，西边界流和东边界流的方向。
2
ρ
ρp
u f u f ???-=??-??y z p z u f ????-=??ρρ21x
z p z v f ????=??ρρ21
， ，
，假设海底流速为0，U 为正值，流动向
东，反之，U 为负值，流动向西，即东西方向的流速是由南北方向的密度梯度决定，而南北方向的流速是由东西方向密度的梯度决定。在赤道处等深密度小，因此赤道潜流向西流
动
b 、在赤道即使y
??ρ较小，由于f 很小，根据 ，流速也较大。
三、涡度方程
涡度方程表明：涡度的变化由内因、
斜压作用和外因共同决定，绝对涡度的变化和相对涡度的变化一样。a 、内部作用主要表现 在流体柱的垂直流速剪切导致涡度变化 和流体柱的辐合辐散导致涡度变化。
b 、斜压作用表现在
0 y
??ρ
0 z p ??012 y z p z u f ????-=??ρρy
z p z
u f ????-=??ρ
ρ
21ρρρωωωωF p u u dt d dt d a a a ??+???+??-??==2{}
?
?
?
?????+??-??+??=?
?
??????+??+??-++??=??-??y v x u k z v j z u i z w y v x u k k w j v i
u z
u u a a a a a
a a ωωωωωωω
四、位涡方程和位涡守恒 1、准地转位涡方程
或 ， 如果外力忽
略， ，则位涡守恒。
2、 Kelvin 定理： ，得 ，由于
，所以 （位涡守恒）
3、位涡守恒的应用
a 、f 变化不大时，流体沿着等深线运动。
b 、h 变化不大时，流体沿着纬线运动。
c 、当流体遇到地形变化时，相对涡度变化来平衡地形变化导致的位涡改变。
d 、赤道潜流的形成。赤道外，位涡为：H
f H
f ≈+ζ，赤道上，位涡为：H
H
f ζ
ζ≈+
所以赤道上的相对涡度很大 ，形成赤道上东西方向流动的赤道
潜流
五、Rossby 波
1、 位涡守恒和位涡梯度的存在是Rossby 波形成的机制，当产生一个北向的扰动时，f
增大，由
const H
f =+ζ
知ζ减小，产生顺时针涡旋，带动西边水团向北运动，产生向西的波动。
2、频散关系 ，Rossby 波是频散波，频散波就是相速度和群速度不相 等，相速度 ， 群速度 。相速度都向西，群
速度长波向西，短波可以向东。
六、Sverdrup 理论
F curl z
w
f q y v x
u t
q +??=????
? ?
???+??+??0)(F curl q J t
q =+??,ψ0
=dt
dq 0=Γdt d a
d dt (ζA +2Ωsin θA )=d dt
[(ζ+f )A ]=0HA =const d dt (ζ+f
H
)=0v u u x y y
????=-≈-???2
2
-+-=D
L K
k β
ω22
D c k K L ωβ-==-+2222
22)()(--+--=D D gx L K L l k c β
1、Sverdrup 关系 假定运动定常，忽略相对涡度和海面海底变化，忽略风应力作用（Ekman 层以下）：
Sverdrup 关系的物理意义：其实质是位涡守恒，当 ，由 ,ν <0
向南运动，由位涡守恒也可得出流体向南运动 （ ，水柱压缩，f 减小，向南运动 ），Sverdrup 关系只在地转层成立。
2、Sverdrup 平衡
考虑上下面摩擦作用，积分Sverdrup 关系，假定垂直流速为0， 得： -------------- Sverdrup 平衡
Sverdrup 平衡给出了经向流速和风应力的关系，是大洋环流中非常重要的理论。 ，体现了从海表到海底的总输运，即Sverdrup 输运等于Ekman 输运和地转输运之和。
3、Sverdrup 理论的局限
Sverdrup 关系仅在大洋Ekman 层以下，且不是海底和大洋边界时成立。Sverdrup 平衡要求在海底、海表W=0,且海底和海表无起伏，海底应力忽略，较脆弱，Sverdrup 理论只能回答大洋内区的流场分布，无法解决西边界流问题。
七、西向强化
说明无量纲形式准地砖位涡方程
()2
224
,e J w E t
x
ψψεψψ
μψψ???+?+
=-?+???中
2
3
23
,,s z H M A u
r E L L L L L L δδδεμβββ??????
====== ? ? ?????
??中z δ，s δ，M δ的物理意义，讨论造成西向强化的原因，并解释惯性理论为什么不能用与解释两个西边界流的形成。 z δ：惯性西边界层厚度，s δ：Stommal 边界层厚度，M δ：Munk 边界层厚度。
忽略海底地形、海面起伏和海底的垂直速度，在Ekman 层以下的地转层内方程变为：
1、Stommal 西向强化理论 F curl z
w
f H
g f
h H f y f x y y x Hg f t B +??=???
? ??-+?++???? ??????-????+???? ?
?-???02
00202
02
ψψβψψψψz
w f
v ??=β0 z w ??z
w f v ??=β0 z
w
????
??
?
??=≡?-00ρτ
ββ curl vdz V H S ()S E G V V V ββ=+()ψψμψψψεψ4
222,?+?-=??+?+???E w x
J t e 02
2
=?+?ψ
βψ
假定底摩擦最重要，忽略其他项，只保留Beta 项： ，得出β效应是造成西向强化的主要原因。 2、Munk 西向强化理论
假定侧摩擦最重要，忽略其他项，只保留Beta 项：
Munk 解不仅可以得到西边界流，还可以解出回流区。
3、惯性西边界层理论
假定惯性项也就是非线性项重要： ，物理上更切合实际。
不足：
? 只是一个部分的不完全解，只在内区流动向西的区域中存在。
? 不能满足在x=0处的第二个边界条件。
西向强化总结：
a 、Beta 效应的存在是东西不对称的主要原因 。
b 、Rossby 波在西边界的反射（能量来源）。
c 、陆地边界存在（摩擦的作用）。
d 、质量守恒（平衡Sverdrup 内区解）。 八、一层半模式
1、一层半模式又称为约化重力模式，
层流体静止且无限深。
一层半模式的一个重要结论：海面起伏和次表层温跃层起伏方向相反，量级相差3个左右。 2、温跃层形成原因：
a 、海表面负的风应力旋度造成海表面高度的变化（根据Sverdrup 理论，从东边界开始积分风应力旋度，计算自东向西的每一点流函数，得到海面起伏的分布）。
b 、由一层半模式知，海表面最高的地方就是温跃层最深的地方。
44
=??-??x
x
A H
ψβ
ψ()22
0,x y J ??==+ψζβζψ其中 z ρ →
η
z B
ρ 2 , u 2
→
= 0
九、热盐环流---Stmmel-Arons 理论（纯动力学） 1、Stommel 和Aron 把Sverdrup 平衡用于大洋深层，这里的驱动是上下层间的沉降驱动。 对 垂直积分得：H
fw 0=
βν 即 θνtan 0H
a w =
，由此得：只要w 0 > 0 ，内区
的径向流动就是向极地的，质量守恒要求存在一个深层反向的西边界流。
2、缺陷是忽略了对热盐环流影响很大的地形作用，在AABW 深度处并不明显，而且内区流并不是径向流占优，相反是纬向流很大。
十、Stommel 双盒模式（纯热力学） 1、 设计了一个由两条管子连接的由两个盒子组成的简单模式，温度和盐度是由松弛条件驱动的，流率q 由两容器间的密度差决定，由温盐守恒定律可得：
（方程可略） 定义了三个无量纲参数： ，当
2、对应着三种可能的热盐模态。
1）温度控制的稳定状态，有着相对快的环流
2）盐度控制的稳定状态，相对慢的环流。
3）不稳定状态，任何的小扰动都会使系统偏离此状态。
当 系统只有一个平衡点，即只有一个模态。
3、盐度和温度的松弛时间差异很大使得系统呈现多重解现象，当R 接近1时（即温度和盐度的松弛时间相当），这种多重解就不再存在了。许多其他复杂模型里发现的热盐环流的多重解和灾难变化等可以很好地得到解释。
旧理论的问题：
a 、Stommal 双盒理论虽然比较成功，但是他定义了一个人为的混合系数，同时假定环流强度由南北海水密度差决定，是纯热力学。
b 、Stommal 和Aron 理论假定深层海洋的上升流通过Sverdrup 关系驱动深层环流，是纯动力学。
c 、上述两个理论都需要很多假定，而且二者并不互相包容，甚至相反。
十一、从恢复机制和传播特性上谈谈为什么poincare 和kelvin 波是重力波，而Rossby 波不
z w
f v ??=βS
q S S d dt
dS T q T J c dt
dT
2)(2)(*
--=--=)
1(0S T βαρρ+-=T S R K T c c d αβαρλδ=?
?
????
==,4,05/1,6/1,2===λδR 5/1,1,2===λδR
是重力波，并根据Rossby 波的频散关系2
22
D
k K L
l
βω-=-
++，讨论（1）长Rossby 波和短
Rossby 波是频散还是非频散波，哪一种更容易在海洋中存在（2）Rossby 的纬向传播有什麽特点，原因是什么？
位涡梯度的存在是Rossby 波的恢复机制, poincare 和kelvin 波的恢复力是重力，kelvin 波的波速就是重力波波速，至于poincare 波的波速当f 取为0时也是重力波波速，rossby 是频散波，而另外两个都是非频散波，这与重力波也相同。
Rossby 波的频散关系2
2D
k U k K L
βω-=-
+
Rossby 波的频率及相速度都依赖于波数，因此是频散波。 Rossby 波是低频波 。
Rossby 波仅当有位涡梯度存在时才能发生，即位涡梯度是产生Rossby 波的必要条件。 Rossby 波的形成机制：位涡守恒和位涡梯度的存在是Rossby 波形成的机制 Rossby 波的相速度和群速度：2
2D
c U k K L
ω
β
-=
=-
+，222
2
22
()
()
D gx D
k l L c U k
K L βω----?=
=+
?+
假定U=0，不存在基本流的作用，Rossby 波的相速度都是向西的，反映了旋转的存在导致的东西不对称；Rossby 波的群速度长波也都是向西的，短波可以向东。
简单谈谈形成目前全球热盐环流的原因，并解释一下热盐环流的一些运动特点（比如内去流动都指向高纬度的深水形成区，有比较明显的西边节流）
由于海面受热不均、 蒸发降水不均匀所产生温度和盐度变化所致密度分布不均匀形成的热力学海流，这种由于密度梯度驱动的洋流，称之为热盐环流 Stommel – Arons （1960）理论：
02
π
θ<< 即为北半球if w o > 0 then v > 0
02
π
θ-
<<即为南半球，if w o > 0 then v < 0
0θ=即为赤道，v = 0
? 即，只要w o > 0 ，内区的径向流动就是向极地的。
而质量守恒要求存在一个深层西边界流。
? Stommel – Arons （1960）理论实际上是将Sverdrup 平衡直接应用到了深层海洋，
当然这里的驱动不是风生环流的Ekman 抽吸，而是上下层间的沉降驱动。而质量守恒要求有西边界流来完成热盐环流。缺陷是忽略了对热盐环流影响很大的地形作用。 ? 由于边界的存在，波动的波数不再是连续的了，与前述离散的邦加莱波类似，此时的Rossby 波的波数也只能取离散的特定值。
? Normal Mode 是一个系统固有的本征的波动模态，在一个有边界条件约束的系统中，稳定波动状态下只有Normal Mode 存在。
?
大洋Rossby 波的Normal Mode 是大洋调整的波动周期，也是大洋记忆的一种表现
大洋环流模式图 1．洋流的分布
2.北印度洋海区冬、夏季环流系统 在北印度洋海区，由于受季风影响，洋流流向具有明显的季节变化。 (1)冬季，盛行东北风，季风洋流向西流，环流系统由季风洋流、索马里暖流和赤道逆流组成，呈逆时针方向流动。(见下图甲) (2)夏季，盛行西南风，季风洋流向东流，此时索马里暖流和赤道逆流消失，索马里沿岸受上升流的影响，形成与冬季流向相反的索马里寒流，整个环流系统由季风洋流、索马里寒流和南赤道暖流组成，呈顺时针方向流动。(见图乙) 洋流的判定方法 1．判定洋流所处的半球 (1)依据等温线的数值变化规律，确定洋流所处的半球。等温线数值自南向北递减，则位于北半球(图1)；反之则位于南半球。 (2)依据纬度和环流方向组合图，确定洋流所处的半球。如图2是以副极地(纬度60°)为中心逆时针的大洋环流，则该大洋环流位于北半球中高纬度海区；图3是以副热带(纬度30°)为中心顺时针的大洋环流，则该大洋环流位于北半球中低纬度海区；同理，图4大洋环流位于南半球中低纬度海区。
2.判定洋流流向 洋流位于海水等温线弯曲度最大处，并与等温线垂直，洋流流向与等温线凸出方向一致(图1中的洋流M和N)。 3.判定洋流性质 (1)由水温高处流向水温低处的洋流为暖流(图1中的洋流M)；反之则为寒流(图1中的洋流N)。 (2)通过判定洋流所处的半球，在北半球，自南向北的洋流为暖流，反之则为寒流；南半球情况相反。 (3)通过纬线的度数变化规律，由较低纬度流向较高纬度的洋流一般为暖流，反之则为寒流。 4．判定洋流名称 (1)利用等温线图或纬度—环流方向组合图，判定洋流名称程序如下：判定洋流所处的南北半球；判定洋流所处的纬度带；判定洋流所在的大洋以及洋流所处大洋环流的位置，最终确定洋流的具体名称。 (2)利用大陆或岛屿同洋流的相对位置判定洋流名称：依据已知的大陆或岛屿形状确定大陆或岛屿的名称；根据大陆或岛屿同洋流的相对位置关系知识，确定洋流名称。 (3)利用经纬线地图，直接锁定洋流的位置，结合所掌握的世界洋流分布知识，确定洋流名称。
本章要点： 1. 理解海洋在全球热量平衡收支中的作用 2. 掌握全球大洋温度、盐度以及密度的时空变化特征，以及由它们所决定的大洋层化结构，并能据此解释全球大洋深层环流 3. 了解通过何种手段能够简便地测量大洋深层温度、盐度 判断题 1. 海水蒸发或者结冰都会导致盐度上升 2. 海水几乎是不可压的，所以海水密度与深度无关 3. 太平洋的层状结构被研究的最充分 4. 热带没有四季变化 5. 海洋学家观测海水密度可以精确到小数点后5位 6. 在中纬度，太阳光的直射角随季节变化明显 7. 陆地的热容量要小于海洋 8. 中层海洋海水的盐度是由全球蒸发-降水分布决定的 9. 温度与盐度的不同组合可以导致一个相同的密度 10. 全球大洋的混合层可以扩展到表层以下500米的距离 11. 海水密度随深度增加是一种不稳定结构 12. 海表面风或海水辐聚会导致上升流 13. 上升流和下降流是一个非常缓慢的过程 14. 北大西洋底层水是全球海水中密度最大的 15. 地中海的海水从1000米深度处溢流至大西洋 16. 印度洋的海水混合混匀 17. 南极洲底层水是一个水团 选择题 1. 海表处吸收的热量通过向下传送 A. 风 B. 波浪 C. 海流 D. 下降流 E. 以上全部 2. 大洋的层状结构是因为 A. 海表吸收的热量更多 B. 海表蒸发和降水 C. 表层海水受风的作用而运动 D. 以上都有 E. B和C 3. 海洋上混合层大约有米厚 A. 50 B. 100 C. 500 D. 800 E. 1,000 4. 海洋中温度迅速变化的那一层称作
A. 温跃层 B. 盐跃层 C. 密跃层 5. 渗透压会 A. 随着温度的增加而增加 B. 驱动盐水穿过半透膜流入淡水 C. 驱动淡水穿过半透膜流入咸水 D. A和B正确 E. 以上都不正确 6. 赤道中层海洋水温年际变化范围约为℃ A. 1-5 B. 0-2 C. 3-6 D. 2-4 E. 6-8 7. 海洋中密度迅速变化的那一层称作 A. 温跃层 B. 盐跃层 C. 密跃层 8. 海盆中密度较高的海水 A. 自南极洲沿着海床向北流动 B. 生成于威德尔海 C. 其流动是全球热盐环流的一部分 D. A和C正确 E. 以上都正确 9. 在开阔大洋中 A. 相较于盐度，温度对密度的影响更重要 B. 相较于温度，盐度对密度的影响更重要 C. 相较于压强，盐度对密度的影响更重要 D. A和C都正确 E. B和C都正确 10. 如果海水的密度随深度增加而增大，海水 A. 混合均匀 B. 稳定 C. 辐聚 D. 不稳定 E. 中性 11. 上升流和下降流的流速约为 A. 0.5-1.0 m/day B. 0.3-2.5 m/s C. 0.1-1.5 m/day D. 1-4 m/s E. 2-6 m/day 12. 某一层海水的厚度和扩展范围取决于 A. 形成于哪一个维度 B. 自表层以何种速率下沉 C. 下沉区域的面积 D. B和C正确 E．以上都正确 13. 热带夏季海表面温度约为℃ A. 25-30 B. 10-15 C. 5-20 D. 40-45 E. 50-60
大洋环流对气候的影响 大洋环流是维持地球热量平衡的重要因素。暖流对大洋沿岸的气候可以起到增温增湿的作用，寒流对大洋沿岸的气候则起到减温减湿的作用。赤道附近的温暖海水通过环流流向南北极海域，极地寒冷的海水通过环流流向赤道海域，构成了世界大洋的环流。 洋流对气候的影响主要可以分为三个方面。 一、全球大洋环流可以促进高低纬度之间的热量和水分的输送和交换，调节全球热量和水分的平衡。 例如，低纬度海区水温不会持续上升。 二、洋流对大陆沿岸气候影响很大。 暖流对沿岸气候有增温增湿作用，寒流对沿岸气候有降温减湿作用。例如，北大西洋暖流将热量源源不断地输往欧州西北部，使得 55°N~70°N 之间大西洋东岸最冷月均温比西岸高 16 ~20℃。因此，在此影响下，大西洋两岸自然景观截然不同，大洋西岸的拉布拉多半岛北部呈现苔原景观，大洋东岸呈现森林景观。副热带大陆西岸寒流例如秘鲁寒流，其水温比邻近海区低 7 ~10℃，受秘鲁寒流和地形影响南美洲西海岸分布着世界上南北延伸最长、最靠近赤道的热带荒漠。 三、海洋环流沿大洋底部在南北半球间输送热量和水分的同时也运输二氧化碳。 研究人员表示，270万年前地球的大严寒和北半球的陆地结冰现象与海洋环流改变正好吻合。这次环流改变将热量和二氧化碳转移至大西洋中，并在大洋底部从北至南将其输送并释放到太平洋。罗格斯大学通过对250至-330万年前的海洋沉积物岩芯样本进行分析，对当今气候变化的机制有了更深入的理解。科学家们认为，在北半球冰川面积大幅增加、海平面大幅下降的同时，海洋环流系统也发生了变化。南极海冰阻止了海洋表面的热交换，并迫使其进入海洋底部，同时引发了当时的全球气候变化，而不是大气中的二氧化碳。
大洋环流形成 大洋中的海水从来都不是静止不动的。它像陆地上的河流那样，长年累月沿着比较固定的路线流动着，这就是"海流"。 不过，河流两岸是陆地，而海流两岸仍是海水。在一般情况下，用肉眼是很难看出来的。世界上最大的海流，有几百公里宽、上千公里长、数百米深。大洋中的海流规模非常大。海流并不都是朝着一个方向流动的。在北太平洋，表层有一个顺时针环流外;在南太平洋也有一个方向相反的环流。它们由南赤道流、东澳大利亚流、西风漂流和秘鲁海流组成的反时针方向的环流。在大西洋的南部和北部也各有一个环流，模样大体与太平洋相仿。北大西洋环流由北赤道流、墨西哥湾流、北大西洋流和加那利海流组成;南大西洋环流由 南赤道流、巴西海流、西风漂流和本格拉海流组成。印度洋
有点特殊，只在赤道以南有个环流，位于印度洋中部赤道以北，洋域太小，又受陆地影响，形不成长年稳定的环流。由于季节不同，印度洋北部的海流方向，随着季风改变，夏季是自东向西流，并在孟加拉湾和阿拉伯海形成两个顺时针的小环流;冬季则相反，海流由西向东流。北冰洋由于位置特殊，又受大西洋海流的支配，也只形成一个顺时针的环流。 大洋环流的形成，原因是多方面的。风、大洋的位置、海陆分布形态、地球自转产生的偏向力(称为科氏力)等都施加了影响，可以说是许多因素综合作用的结果。风不仅能掀起浪，还能吹送海水成流。常年稳定的风力作用，可以形成一支长盛不衰的海流。经久不停的赤道流，就是被信风带吹刮的偏东风而形成的。稳定的西风漂流，则要归功于强有力的西风带。所以，有人把海洋表层流，称为"风海流"。但是，大洋环流形成的"环"，却不能把功劳都记在风的账簿上，大陆的分布和地转偏向力的作用，都占着重要的位置。当赤道
（读世界洋流模式图） 1．请你依次说出全球的盛行风带名称。 答：由北到南依次是：极地东风、盛行西风、东北信风、东南信风、盛行西风、极地东风。 2．海水在盛行风吹拂下，以及受地转偏向的作用在大洋的东西两岸之间相应纬度呈什么方向流动？具体形成那些洋流？ 答：驱动赤道南北两侧的海水游动向西流动。北面的称为北赤道暖流，南面的成为南赤道暖流。赤道暖流到达大洋西岸时，受陆地阻挡，其中一小股回头向东形成赤道逆流；大部分受地转偏向力的影响，沿海岸向较高的纬度流去，至中纬地区受西风吹动形成西风漂流。当它们到达大洋东岸时，一部分沿大陆西岸折向地纬，成为赤道暖流的补偿流；另一部分沿大陆西岸折向高纬，构成极地环流。 3．由于风海流及密度流的原因，此时在大洋东西两岸的高低纬之间海水量的多少是否一样？由于海水具有连续性要求，在大洋东西两岸海水呈什么方向流动？形成什么类型的洋流？ 答：不一样。形成补偿流。在中纬从大洋西岸向东岸流动，高纬从东岸向西岸运动。形成风海流。 4．在赤道附近地区，有一股海水自西向东流，形成什么样流，属于哪种类型？ 答：形成赤道逆流。属于补偿流。 5．在南北半球各形成几个大洋环流圈？以哪个海域为中心，呈什么时针方向运动？在大洋东西两岸分别是寒流还是暖流？ 答：北半球有北太平洋、大西洋、印度洋环流，南半球有南太平洋、大西洋、印度洋环流。它们各自以太平洋、大西洋、印度洋海域为中心，北半球呈顺时针、南半球呈逆时针方向运动。在大洋东岸是寒流，西岸是暖流。 （读密度流形成示意图） 1．海水的密度受到那些因素的影响？这些因素与密度之间呈什么关系？ 答：受海水的温度、盐度因素影响。温度高的海域，海水的盐度高，密度大；温度低的海域，海水的盐度低，密度小。 2．底层和表层的海水各呈什么方向的流动，哪支属于密度流？ 答：底层从密度大的一侧向密度小的一侧流动，属于密度流。表层则从密度小的一侧流向密度大的一侧，不属于密度流。 （读直布罗陀海峡附近海域密度流的形成示意图） 1．为什么底层洋流自地中海流向大西洋？属于什么类型的洋流？ 答：因为地中海的海水密度大于大西洋，所以流向大西洋，属于密度流。 2．表层海水自大西洋流向地中海，是由于什么动力呢？形成什么类型的洋流？ 答：是由于密度差产生的动力。形成密度流。 （读秘鲁沿岸上升流的形成示意图） 1．秘鲁沿岸盛行什么风向，从而使得沿岸表层海水减少造成海面下降？ 答：盛行西风。 2．秘鲁沿岸底层海水呈什么方向运动，形成秘鲁沿岸上升流？ 答：秘鲁沿岸底层海水呈上升运动，形成补偿上升流。 3．秘鲁寒流对秘鲁渔场的形成有什么影响？ 答：秘鲁寒流通常沿秘鲁海岸向西北流动。寒冷的表层海水中有丰富的浮游生物，是鱼类的良好饵料，对秘鲁渔场的形成有积极影响。 （读世界表层洋流分布图） 1．看图：南北半球各有几个大洋环流圈？各以什么海域为中心？呈什么时针方向运动？大洋的东西两岸是寒流还是暖流？ 答：北半球、南半球各有两个大洋环流圈，分别以副热带和副极地海域为中心。北半球以副热带海域为中心的大洋环流圈呈顺时针、南半球呈逆时针方向运动，北半球以副极地海域为中心的大洋环流圈呈逆时针、南半球呈顺时针方向运动。北半球中纬在大洋东岸是寒流，西岸是暖流。高纬在大洋东岸是暖流，西岸是寒流。 1
世界大洋海流和水团分布 世界大洋上层主要水平环流 总特征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。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。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。这是两支比较稳定的由信 风引起的风生漂流，它们都是南北半球巨大气旋式 环流的一个组成部分。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 300～500km。由于赤道无风带的平均位置在3°～ 10°N之间，因此南北赤道流也与赤道不对称。夏季 (8月)，北赤道流约在10°N与20°～25°N之间， 南赤道流约在3°N与20°S之间。冬季则稍偏南。 赤道流自东向西逐渐加强。在洋盆边缘不论赤道 逆流或信风流都变得更为复杂。 赤道流是一支高温、高盐、高水色及透明度大为 特征的流系。 湾流和人们通常把由北赤道流和南赤道流跨过赤道的部分 组成的、沿南美北岸的流动称为圭亚那流和小安的 列斯流，经尤卡坦海峡进入墨西哥湾以后称为佛罗 里达流，佛罗里达流经佛罗里达海峡进入大西洋后 与安的列斯流汇合处视为湾流的起点。此后它沿北 美陆坡北上，约经1200km，到哈特拉斯角(35°N附 近)又离岸向东，直到45°W附近的格兰德滩以南， 海流都保持在比较狭窄的水带内，行程约2500km， 此段称为湾流(也有人认为湾流起点为哈特拉斯 角)。然后转向东北，横越大西洋，称为北大西洋流。 佛罗里达流、湾流和北大西洋流合称为湾流流系 湾流方向的左侧是高密的冷海水，右侧为低密而温 暖的海水，其水平温度梯度高达10℃/20km。等密线 的倾斜渗达2000m以下，说明在该深度内地转流性 质仍明显存在。 黑潮黑潮与湾流相似，黑潮是北太平洋的一支西边界。 在洋盆西侧，北赤道流的一支向南汇入赤道逆流，
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。
、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,
大洋环流复习题 （橘子、娜娜、pp版） 1、描述世界海洋大致的风场和环流场特征。 （1）风场：赤道为赤道无风带，从低纬向高纬北半球依次为东北信风带、副热带无风带、中纬盛行西风带、副极地风暴带、极地东风带，南半球依次为东南信风带、副热带无风带、中纬盛行西风带、副极地风暴带、极地东风带。从南北半球来看，以赤道为中心的风场北半球形成顺时针结构，南半球形成逆时针结构；以副极地为中心的风场北半球形成逆时针结构，南半球形成顺时针结构。这决定了上层海洋的环流分布。 （2）环流场：上层海洋的环流分布受风场驱动，也受陆地边界等其他因素的影响。分布规律为： 中低纬海区：以副热带为中心的大洋环流，北顺南逆。 北半球中高纬度海区：逆时针环流。 南极大陆外围：西风漂流（陆地影响）。 北印度洋海区：季风洋流，夏顺冬逆。 太平洋的地形 宽广的海盆众多海脊岛屿 赤道流系 北赤道流北赤道逆流南赤道流南赤道逆流赤道潜流 赤道潜流主要与南太平洋的水有关 ?西太平洋：核心在200米左右东太平洋：核心在50米左右 北赤道流和南赤道流 ?都是典型的风生环流都在风最强的季节里最强北赤道流量大于南赤道流 北太平洋环流系统 副热带逆流黑潮黑潮延续体北太平洋流加利福尼亚流亲潮 黑潮及延伸体 ?世界上最强的西边界流之一流速可以达到2m/s 高温高盐流量大约100SV 北太平洋海流 ?流幅宽，流速慢受风场影响较大流动变化较小 加利福尼亚海流 ?流速慢，流幅宽变化大，瞬时观测中较难发现形成低温低盐舌加利福尼亚寒流对 应的上升流，一般东边界的寒流附近都存在显著的上升流 南太平洋环流系统 南赤道流东澳大利亚海流西風漂流秘魯海流 东澳大利亚海流 ?相对黑潮和湾流弱流量大约15SV 在南纬34度左右离开澳大利亚 西风漂流（南极绕极流） ?环绕整个南大洋流速快，流幅宽整个全球海洋环流的能量主要集中于此 秘鲁海流 ?世界著名的上升流区ENSO现象最显著的区域生产力最强的海区 大西洋的地形 ?大西洋的地形大洋中脊的存在狭长的形状 大西洋平均的风场
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：
1、描述世界海洋大致的风场和环流场特征。 （1）风场：赤道为赤道无风带，从低纬向高纬北半球依次为东北信风带、副热带无风带、中纬盛行西风带、副极地风暴带、 极地东风带，南半球依次为东南信风带、副热带无风带、中纬盛行西风带、副极地风暴带、极地东风带。从南北半球来看，以赤道为中心的风场北半球形成顺时针结构，南半球形成逆时针结构；以副极地为中心的风场北半球形成逆时针结构，南半球形成顺时针结构。这决定了上层海洋的环流分布。 （2）环流场：上层海洋的环流分布受风场驱动，也受陆地边界等其他因素的影响。分布规律为： 中低纬海区：以副热带为中心的大洋环流，北顺南逆。 北半球中高纬度海区：逆时针环流。 南极大陆外围：西风漂流（陆地影响）。 北印度洋海区：季风洋流，夏顺冬逆。 太平洋的地形：宽广的海盆，众多海脊岛屿 赤道流系：北赤道流、北赤道逆流、南赤道流、南赤道逆流、赤道潜流 赤道潜流：主要与南太平洋的水有关 ? 西太平洋：核心在200米左右；东太平洋：核心在50米左右 北赤道流和南赤道流 ? 都是典型的风生环流，都在风最强的季节里最强，北赤道流量大于南赤道流，北赤道逆流是南北赤道流的分界线，太平洋流南北不对称，南赤道流越过赤道。 北太平洋环流系统：副热带逆流、黑潮、黑潮延续体、北太平洋流、加利福尼亚流、亲潮 黑潮及延伸体：世界上最强的西边界流之一；流速可以达到2m/s ，流量大约100SV ；高温高盐 北太平洋海流：流速慢，流幅宽；受风场影响较大；流动变化较小 加利福尼亚寒流：流速慢，流幅宽；变化大，瞬时观测中较难发现；形成低温低盐舌；加利福尼亚寒流对应的上升流，一般东边界的寒流附近都存在显著的上升流 南太平洋环流系统：南赤道流、东澳大利亚海流、西风漂流、秘魯海流 东澳大利亚海流：相对黑潮和湾流弱；流量大约15SV ；在南纬34度左右离开澳大利亚 西风漂流（南极绕极流）：流速快，流幅宽；环绕整个南大洋；整个全球海洋环流的能量主要集中于此 秘鲁海流：世界著名的上升流区，生产力最强的海区；ENSO 现象最显著的区域 大西洋的地形：大洋中脊的存在 狭长的形状 大西洋平均的风场 ? 风场的辐合带同样在北半球，低纬和极地附近大致是东风带，而在中纬是西风带 ? 大西洋南半球风场南北分量较强，原因是大西洋东西较窄 大西洋的基本环流：赤道流系和南北海盆的副热带环流与太平洋类似 北大西洋流系：北赤道流、湾流、亚述尔海流、加纳利海流 湾流：世界上流量最大的西边界流，流速超过2m/s ，高温高盐水，对美洲和欧洲的气候意义重大 南大西洋流系：南赤道流、巴西海流、南大西洋流、本格拉海流 巴西海流：西边界流，流速较强，流量小于黑潮和湾流 印度洋 风场：冬季盛行东北季风，夏季盛行西南季风在冬、夏季风作用下形成季风环流。 环流：冬季北印度洋的逆时针环流；夏季存在西边界流——索马里寒流，带来冷的海水，北印度洋地区环流是顺时针；南部洋流基本稳定，形成印度洋南部的逆时针环流；南印度洋的东边界流是暖流，与风向相反 马达加斯加海流：西边界流之一，流速较强，流轴变化较大 2、在地球这个非惯性坐标系中，由于地球的自传引入了惯性力——科氏力：j fu i fv u +-=?Ω2 科氏力的方向总是和运动的方向垂直，因而不做功，不会为运动提供额外的能量，但是会影响运动的轨迹。 ? 科氏参数：2倍的局地旋转角速度 θ s i n 2f ?Ω=
2020届高三地理复习考点讲解：洋流 一、典例引领 阅读图文材料，完成下列要求。 世界磷虾集中分布于南冰洋的南聚合带。这个聚合带位于55°S～80°S之间，海水温度为1．3℃—3℃，是由西风漂流与沿岸环流相互作用形成的。在两大洋流之间，出现了大旋涡，如威德尔海。南极磷虾聚集在这个海域，形成了南极洲的一大族群，为其他海洋生物和鸟类提供了重要的食物来源。南极磷虾数量巨大，且营养丰富，被称为“海上粮仓”。多年来，世界渔业大国一直在进行南极磷虾的商业捕捞活动，下图中红旗代表我国辽渔集团2010年南极虾捕捞海域，阴影代表虾集聚区。 （1）说明南极沿岸环流的形成过程。 （2）分析南极环流辐合区生物资源丰富的原因。 （3）指出船员在威德尔海海域捕捞作业面临的风险。 【答案】（1）自极地高压辐散的气流，受地产偏向力作用，形成极地东风（东南风），极地东风吹拂海水自东向西环绕南极大陆运动。
（2）西风漂流与南极沿岸环流流经，扰动底层海水，营养盐类物质上浮，浮游生物大量繁殖，磷虾、鱼类丰富，吸引海鸟和大型海洋生物前往捕食。 （3）南极沿岸寒流受南极半岛阻碍，形成大洋漩涡，洋面不稳定；南极大陆冰川崩塌入海，形成冰山，威胁作业船舶安全；大型海洋生物出没，对作业人员直接构成威胁；终年受极地东风控制，多暴风。【解析】（1）南极沿岸环流的形成过程与当地的盛行风向有关。自极地高压辐散的气流，受地转偏向力作用，形成极地东风，极地东风吹拂海水自东向西环绕南极大陆运动形成南极沿岸环流。 （2）南极环流辐合区生物资源丰富与该海域的洋流有关，该海域内，有西风漂流与南极沿岸环流流经，扰动底层海水，营养盐类物质上浮，浮游生物大量繁殖，磷虾、鱼类丰富，吸引海鸟和大型海洋生物前往捕食。 （3）船员在威德尔海海域捕捞作业面临的风险主要来自洋流、冰山、海洋生物及暴风。南极沿岸寒流受南极半岛阻碍，形成大洋漩涡，洋面不稳定；南极大陆冰川崩塌入海，形成冰山，威胁作业船舶安全；大型海洋生物出没，对作业人员直接构成威胁；终年受极地东风控制，多暴风。 二、考点讲解 一、世界海洋表层洋流的分布 1．洋流分类（按性质） （1）暖流：是指从水温高的海区流向水温低的海区的洋流。
1.海水受到的力 海水受到的力：重力?天体引潮力?压强梯度力?切应力?地转偏向力 重力：海水在地球上所受到的地心引力与惯性离心力的合力； 天体引潮力：太阳、月球对地球的引力以及它们相对地球运动所产生的惯性离心力的合力称为引潮力 潮汐现象：海水在天体（主要是月球和太阳）引潮力作用下所产生的周期性运动 习惯上把海面垂直方向涨落称为潮汐，而海水在水平方向的流动称为潮流。 潮间带：在高潮位与低潮位之间露出的海岸。 大潮：太阳、月球和地球三个天体基本成一直线，两者的合力最大，海水就涨得最高，落得最低。 小潮：太阳、月球和地球三个天体的位置近似成直角分布，使海水涨得不高，落得不低，潮差最小。 半日潮：一天内（约24时50分），有两次高潮和两次低潮，周期为半日 全日潮：一天内，只有一次高潮和一次低潮，周期为一日 浮力：物体在流体（包括液体和气体）中，上下表面所受的压力差。 压强梯度力：由于海水中压强分布不均匀，处处都有压强梯度。海水微团在压强梯度力的作用有从高压区向低压区运动的趋势。 切应力（摩擦力）：摩擦力是两个表面接触的物体相互运动时或有运动趋势时互相施加的一种物理力。当两层流体作相对运动时，由于分子粘滞性，在其界面产生一种切向作用力。风应力：海面上的风与海水之间的切应力，称为海面风应力 海面风应力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 风吹来，海水怎样动？WalfridEkman螺旋
假定在北半球稳定风场长时间作用在无限宽广、无限深海的海面 上（海水密度均匀；海面水平；不考虑科氏力随纬度的变化；只 考虑由铅直湍流导致的水平湍切应力），仅是风应力通过海面，借 助水平湍切应力向深层传递动量而引起海水的运动，同时在运动 过程中受到科氏力的作用，当科氏力与湍切应力取得平衡时， 海流处于稳定状态。在海平面，流速与海面上风应力成正比，同时 也与地理纬度有关。合成流右偏于风矢量方向45°。当深度增大时， 流速迅速减小，流向相对于风矢量逐渐右偏。当合成流相对风的夹角 大小为135°时，达到这个深度时的流速可忽略不计。 地转偏向力（科氏力、科里奥利力）：由于地球自转所产生的一种惯性力。对旋转体系中进行直线运动的质点由于惯性相对于旋转体系产生的直线运动的偏移的一种描述。 科氏力的特点：?只有当物体相对地球运动时才会产生?在北半球垂直指向物体运动的右方，在南半球垂直指向物体运动的左方?只能改变物体的运动方向，而不能改变物体运动的速率 2. 海流运动方程 海流运动方程：?体积连续方程? 海水运动方程? 静力学方程? 地转流运动方程 质量连续方程：物理意义：在流动的过程中，质量不变 体积连续方程：通常把海水作为不可压缩流体，即在流动过程中，海水微团的形状可以变化，但其体积不会发生变化，从而海水的密度不会发生变化（dρ/dt = 0 ）。 地转流（以北半球为例）：若在忽略湍流摩擦力作用的较深的理想海洋里（不考虑摩擦力），压强梯度力与科氏力达到平衡时的定常流动（流体中任何一点的压力、速度和密度等物理量都不随时间变化），称为地转流
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：
大洋环流简介 2011-04-26 | 编辑：chc | 【大中小】 大洋中的海水从来都不是静止不动的。它像陆地上的河流那样，长年累月沿着比较固定的路线流动着。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了一起。 大洋环流的形成，原因是多方面的。风、大洋的位置、海陆分布形态、地球自转产生的偏向力（称为科氏力）等都施加了影响，可以说是多种因素综合作用的结果。风不仅能掀起浪，还能吹送海水成流。常年稳定的风力作用，可以形成一支长盛不衰的海流。经久不停的赤道流，就是被信风带吹刮的偏东风而形成的。稳定的西风漂流，则要归功于强有力的西风带。但是，大洋环流形成的“环”，却不能把功劳都记在风的账簿上，大陆的分布和地转偏向力的作用，都占着重要的位置。当赤道流一路西行，到了大洋西边缘时，被大陆挡住了去路，于是一小股海水潜入下层返回，成为赤道潜流；其余大部分转弯另辟他途，继续前进。地转偏向力决定了转弯的方向。在北半球，海流受到地转偏向力的作用，偏向右转，在南半球则使它向左转。加上大陆的阻挡，水到渠成，海流便大规模地向极地方向拐弯了。在海流向极地方向行进途中，地转偏向力一刻也不放松，拉偏的劲头越来越足，到纬度40度左右时，强大的西风带与地转偏向力形成合力，使海流成为向东的西风漂流。同样的道理，西风漂流到大洋东岸附近，必然
取道流向赤道，从而完成了一个大循环。 海水温度和盐度的差异也是形成环流的重要原因，由温盐变化引起的环流被称为“热盐环流”。高纬度地区冰冷、含盐量高的海水从深海流向低纬度的海洋，低纬度的高温洋流则由南往北流，形成全球热量的“交换机”。形成于北大西洋的冷水团在深层以西边界流的形式向南流去，之后围绕着南极绕极急流，部分和形成于威德尔海的南极底层水混合，流向太平洋和印度洋，在那里上翻穿过温跃层到达上层海洋。它和大气中的哈德莱环流，费雷尔环流和极地环流等一起，构成了对维持全球气候系统的能量平衡至关重要的经向环流体系。但由于全球气候变暖，20世纪以来欧亚地区降水增加，积雪、冰川不断融化，造成北大西洋的深水盐分被冲淡，从高纬度地区下沉的力量便减少了。 黑潮是北太平洋的一支西边界流，是对我国海域影响最大的环流流系。高温高盐的黑潮，携带着巨大的热量，浩浩荡荡，不分昼夜地由南向北流淌，给日本、朝鲜及中国沿海带来雨水和适宜的气候。在洋盆西侧，北赤道流的一支向南汇入赤道逆流，一支沿菲律宾群岛东侧北上，主流从台湾东侧经台湾和与那国岛之间的水道进入东海，沿陆坡向东北方向流动。到九洲西南方又有一部分向北称为对马暖流，经对马海峡进入日本海。在进入对马海峡之前，在济州岛南部，有一部分进入黄海，称为黄海暖流。黑潮主干经吐噶喇海峡，进入太平洋，然后沿日本列岛流向东北，在北纬35°附近分为两支：主干转向东流直到东经160°，称为黑潮延伸体；一支在北纬40°附近与来自
大洋环流总结 一、 描述世界大洋的风场和环流场 1、太平洋 风场： a 、 风场分布，在低纬和极地附近大致是东风带，而在中纬是西风带。 b 、 太平洋年平均风场南北不对称，太平洋的辐合带（ ITCZ ）在北半球，可以看作太 平洋的南北风的的分界线，而不是理想的赤道分界线。 环流： a 、 中低纬度海区，以副热带海区为中心的大洋环流，北顺南逆。 b 、 北半球中高纬度海区逆时针方向环流，南极大陆外围，西风漂流。 c 、 存在南北赤道流及北赤道逆流，北赤道逆流是南北赤道流的分界线，太平洋流南北 不对称，南赤道流越过赤道。 d 、 东西边界流不对称，西强东弱，西窄东宽，西边界流包括黑潮和东澳大利亚海流， 东边界流主要有加利福尼亚寒流和秘鲁海流，其中黑潮最强。 2、大西洋 风场： a 、 低纬和极地附近大致是东风带，而在中纬是西风带。 b 、 大西洋南半球风场南北分量较强，原因是大西洋东西较窄。 环流： a 、 基本洋流赤道流系和南北海盆的副热带环流与太平洋类似。 b 、 北大西洋流系主要有北赤道流、湾流、亚述尔海流和加那利海流，其中是最强的西边界流。 c 、 南大西洋流系主要有南赤道流、巴西海流、南大西洋流和本格拉海流。 d 、 巴西海流远小于北大西洋的湾流，原因是南赤道流大部分进入北大西洋。 3、印度洋 风场： a 、 在三大洋中，唯独北印度洋与众不同，在冬、夏季风作用下形成季风环流，简称“夏 顺冬逆”。 环流： a 、 冬季盛行东北季风，形成北印度洋的逆时针环流。 b 、 夏季西南季风盛行，西边界流是索马里寒流，北印度洋地区环流是顺时针的。 c 、 南部洋流基本稳定，形成印度洋南部的逆时针环流。 d 、 南印度洋的东边界流是暖流，与风向相反。 二、基本概念 1、科氏参数 由于地球是自转的，考虑地转，引入科氏参数 2、Rossiby 数 判断运动尺度大小的参数， ，R 0<<1是大尺度运动。 物理意义 惯性项/科氏力：R 0= L U 2 /fU θsin 2f ?Ω=fL U R =0
大洋环流中的动力学能量学问题 摘要：本文就大洋环流根据物理学海洋学有关知识讨论了大洋环流中的力与能量、海流的西向强化现象以及热盐环流。关键词：大洋环流中的能量与力、海流的西向强化、热盐环流 一、大洋环流的定义 大洋环流是指海流在大洋中流动的形式是多种多样的，除表层环流外，还有在下层里偷偷流动的潜流，由下住上的上升流，向底层下沉的下降流，海流水温高于周围海温的暖流，水温低于流经海域的寒流，水流旋转的涡旋流，等等。海流遍布整个海洋，既有主流，也有支流，不断地输送着盐类、溶解氧和热量，使海洋充满了活力。 二、大洋环流的动力学 1、大洋环流中的力与能量 大洋中能量存在的形式有重力位能,动能,内能以及由于海洋中溶解盐分所导致的化学势能。然而，大洋中的能量平衡与大气中的能量平衡有很大区别。大气环流多半由下垫面加热和上边界冷却驱动，可是海洋只是在上边界受到冷却和加热。 重力位能的来源包括太阳和月球引起的潮汐,海表大气压力的脉动以及海表淡水通量。潮汐力来源于地球本身引力和太阳以及月球对于地球的引力之差。如果潮与引潮力总处于严格的平衡状态,引潮力就不会做功,因此引潮力对大洋环流就不会作贡献。但是由于摩擦作用潮总是滞后于引潮力,因而导致潮流,所以潮汐对于海洋中重力位能的贡献就来源于潮汐的耗散。此外蒸发和降水以及径流造成的海-气界面上的淡水通量可以改变大洋的重力位能,这是因为蒸发和降水发生在不同的高度上，然而实际上淡水通量对于大洋环流的重力位能贡献是非常小的。 海洋中内能的直接来源是海表加热和冷却。海表加热主要由于太阳辐射,不过这时候相当于把海-气界面上各种热交换形式笼统地归纳为大气加热和冷却。据估算海-气相互作用对内能的贡献约为15102 W,约等于海洋中由低纬度向高纬度的热输送量。而海洋中由低纬度向高纬度的热输送量大约是地球气候系统中总的热输送量的50%，所以不难看出海洋在气候系统中的作用是举足轻重的。同时我们也不能忽视地热对于海洋热能的贡献，尽管它的贡献只有海表热通量对内能贡献的百分之一二。地热对于大洋环流特别是深海环流影响很大。地热对大洋环流的贡献可以用地热所产生的等价的重力位能来估计，而给出这个表达式需要更深层次的物理知识。 海表大气压力的脉动作用与潮汐力。事实上海平面的大气压力并非常数,而是随时间和地点而变,其变化的幅度大约是±(10～20)hPa。潮汐力和海表大气压力脉动的主要区别是潮汐力是周期性的,但是海表大气压力脉动是随大气环流而变,是非周期性的。但在其他方面,这两种驱动力的实质是非常相似的。目前我们对全球海洋对海表大气压力脉动的响应还不甚了解，有关海表大气压力脉动对于大洋环流的重力位能的贡献有多少也还不清楚。 此外,海气界面的淡水交换能产生一定数量的化学势能,而这种化学势能的存在依赖于海水中溶解盐分的浓度差。淡水与咸水之间化学势之差可以表征为二者电位差或渗透压差。同时由于蒸发和降水也能产生一定的化学势能。
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。