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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。
高一地理海水的运动知识点海水是地球上其中一种重要的自然资源，了解海水的运动规律对于理解海洋环境、气候变化以及地球系统的循环有着重要的意义。
本文将介绍高一地理海水的运动知识点，并通过不同的小节来详细论述。
一、海流的形成与分类海流是指海洋中水体在水平方向上的流动。
海流的形成与多个因素有关，包括风力、地球自转、海洋地形等。
根据海流的产生原因和运动特点，可以将海流分为暖流、寒流和赤道洋流。
1. 暖流：暖流是由于暖水从热带或副热带地区向极地地区流动形成的。
它们带来了热量，对沿岸气候和生态系统产生重要影响。
著名的暖流包括日本暖流、巴西暖流等。
2. 寒流：寒流是由于寒冷水从极地或高纬度地区向低纬度地区流动形成的。
它们通常带有较低的温度和盐度，对当地气候和生态环境产生重要影响。
例如，西北冷流和佛得角寒流。
3. 赤道洋流：赤道洋流由于赤道附近的海洋水流围绕地球赤道地区流动形成。
赤道洋流对全球气候变化和能量转移有着重要影响，其中最著名的是赤道反赤道洋流和赤向负反馈洋流。
二、海水的垂直运动除了水平流动外，海水还存在着垂直运动。
这些垂直运动包括上升流和下沉流。
1. 上升流：上升流是指深层海水向海表面运动的过程。
上升流通常与富营养物质的上升和生物生产力的增加相关。
它们对海洋生态系统的稳定性和气候调节起着重要作用。
2. 下沉流：下沉流是指海水从表面向深层沉降的过程。
下沉流通常与冷水、高盐度水的下沉有关，进而影响着水体的循环和混合。
下沉流也是深海冷水型生物群落的重要来源。
三、海水的波浪与潮汐除了海流和垂直运动外，海水中还存在着波浪和潮汐。
1. 波浪：波浪是由风力在海面上造成的水体起伏和传播。
波浪的形成与风速、风向和海洋地形等因素有关。
波浪对海岸侵蚀、沙滩形成以及海洋交通等都有着重要的影响。
2. 潮汐：潮汐是由于地球与月球、太阳的引力相互作用而产生的海水垂直运动现象。
潮汐对河口、海峡等地形特征具有显著的影响，也对海洋生态系统和渔业资源起着重要的作用。
海洋环流是研究风引起的海流和密度分布不均匀所产生的密度流、大洋环流中流旋的生成和分布、大洋环流西向强化、海流的弯曲和变异、近赤道地区的流系结构、南极绕极流，大洋热盐环流，深海环流和与主跃层的关系，海水的辐散和辐合运动与升降流及朗缪尔环流等的关系，中尺度涡及其能量转换，冰漂流等特殊的流动现象，海洋对风应力等的反应，以及近岸海区的环流等等；海域间的海流活动受太阳辐射、海水热力学、大气环流、海冰动力、地球旋转以及海洋深度等因素影响。
海洋环流可分为相互影响和作用的水平流和垂直流。
海水有独特的物理特征，对海洋洋流产生重要影响，水是高热容量物质，因此海洋对温度的突然变化不敏感，海洋也由此能够吸纳、存储和传输大量的太阳热能。
从海洋表面到2米深的海水吸纳的热量几乎等于整个大气层吸纳的热能总量。
海流的定向流动使之有助于在大范围内控制气候模式和季节变化。
例如，从热带大西洋流向美国东部的墨西哥城流(Gulf Stream)，可将大约30～140斯维尔德鲁普(Sv=1×104m 3/s)的海水输送到较高纬度的北大西洋，其携带的热能(约等于1 000个发电站生产的能量)也随之输送到位于北大西洋的欧洲，墨西哥暖流和盛行的西风对创造欧洲大陆温暖的环境条件具有重要作用，墨西哥暖流还对幼体生物的分布、海洋生物洄游产生重要影响，也是百慕大群岛生息着珊瑚礁的主要原因。
在南半球，南极绕极流是能量最强的洋流，其平均流量达到1305v.海水富含数亿年来大陆径流携带人海的溶解矿物质，其含量可用千分之一(ppT)盐度定量。
海水的平均盐度为35ppt。
海水密度取决于海水盐度和温度，盐度越高或水温越低，海水密度越高。
海水密度指标是影响海水是否沉降的主要指标。
因此，海水温度和盐度是影响全球海流垂直流动的重要因素，由温度和盐度引起的海水垂直补偿流又称热盐流。
热盐流受控于海洋表面的温热高盐海水和底部冷流回流的控制。
通常，太阳的大部分辐射能只能照耀在赤道附近到中纬度的区域(20°S-20°N)，然后受海洋季风和地球转动的共同影响才能向极地方向输送表面温热的海水。
海洋学中的海洋环流研究海洋环流是指大洋中水体在不同地区之间发生的运动。
它是海洋学的重要研究领域，对于了解地球的物理环境、气候变化、水生生物分布等方面都有着重要意义。
本文将介绍海洋环流的研究内容、方法和意义。
一、研究内容海洋环流研究的内容主要包括以下几个方面：1. 海洋水圈循环研究：海洋是地球上最大的水库，其中包括了深海、洋底和地表的全部海水，在全球范围内形成了一个巨大的水圈系统。
海水的循环对于地球大气、陆地和海洋之间能量和物质交换起着重要的作用。
2. 海洋大循环研究：海洋环流受到多种各异的驱动力的影响，包括海水密度、地球自转、风力、潮汐、巨大的洋流等。
海洋大循环是研究海洋中流体的主要特征之一，它包括纬向环流和经向环流两种。
其中纬向环流主要由海洋中的西风漂流和极地水体的深层循环所驱动，而经向环流则由海洋中的盛行风、热带热带振荡和赤道海洋振荡等因素所驱动。
3. 海洋环境变化研究：数据表明，海洋环境变化将对全球气候系统产生重大影响。
在人类通过化石燃料等方式释放的二氧化碳增加的情况下，海水中的溶解二氧化碳浓度也在逐渐升高，从而导致海水酸化、海平面上升、洋流位移等海洋环境变化问题的出现，而研究这些问题的发生和演变规律，可以为生态保护和环境治理提供一些依据。
二、研究方法海洋环流的研究主要采用实物观测和数值模拟两种方法。
实物观测手段包括船载和浮标观测、遥感和卫星数据等，是研究海洋环流的主要手段之一。
目前，全球大洋覆盖有数千个漂浮球和碟形浮标，不仅采集了海洋运动、温度、盐度、氧气含量等多种海洋数据，还为深入研究海洋环流机制提供了有力的数据支撑。
数值模拟则是一种较为先进的研究方法，它可以利用计算机模拟实验的方法，以海洋动力学原理为基础，重现不同地理条件下海洋环流的移动规律。
数值模拟方法不仅能够预测某一地区的海洋环流运动情况，而且可以模拟出全球范围的海流模型，以及不同时间尺度上的海洋环流变化。
三、研究意义海洋环流的研究对于人类来说具有极为重要的意义。
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：用同样的方法，Sverdrup对连续方程(7.19)在同样的垂直深度上积分，假设在海面和深度－D处垂直方向上速度为零，得到：(11.4a)对y求微分，(11.4b)对x求微分，两式相减，再利用(11.5)可得：(T)是风应力旋度的垂直分量。
是科氏参数随纬度的变化，其中curlZ图11.1这是一个重要而又基础的结论——风生洋流的北向质量输送等于风应力旋度。
注意到Sverdrup允许f随纬度变化。
我们稍后会看到这很重要。
我们计算β的公式为：其中R是地球半径ψ是纬度。
在大部分开阔海域，特别是在热带，风是呈带状分布，∂Ty/∂x足够小：把(11.9)代入(11.5),Sverdrup得到：Sverdrup 从南北向的东边界x=0处对此式积分，假定没有流向边界的流。
这需要在x=0处Mx=0，于是有：其中△x是离海盆东边界的距离，括号代表风应力的带状平均值(图11.1)。
图11.2根据风应力计算出来的东太平洋的质量输送用实线表示（11.9,11.11）；根据海洋学观测资料用地转法计算的结果用实点表示；M x ，M y表示每秒通过宽1米、深1000米的铅直断面上的吨数（相当于每纬度0.1Sverdrup）为了验证他的理论，Sverdrup比较了利用热带东太平洋已知风计算的输送值和利用Carnegie & Bushnell收集的水文数据计算的输送值。
这些水文数据是1828、1929和1939年的10月、11月在220N和100S之间沿800W、870W、1080W和1090W 采集的。
水文数据用来计算P，从D=-1000m积分得到。
如图11.2，通过比较表明：不仅可以用风来准确计算输送，而且理论预言了风生流是可以逆风得。
对Sverdrup方法的评价(Comments on Sverdrup’s Solutions) 1．Sverdrup假设i)海洋内部流是地转流；ii)有统一的无流深度；iii)Ekman 输送是正确的。
我们在第9章和第10章分别检验了Ekaman理论和地转平衡。
我们对热带太平洋的无流深度知之甚少。
2．解法只局限于海洋东部，因为Mx随x增大而增大。
结果是忽略摩擦的而得到的，而磨擦将最终是风生流达到平衡。
然而，Sverdrup方法已经用于描述全球海表洋流系统。
解法在每个海盆应用直到西海盆。
南北流被限定在一个薄的水平边界层内(图11.3)。
3．只有一个边界条件得到满足，没有流经过东边界。
更完整的描述流动需要更多的方程。
4．解法没有给出洋流的垂直分布信息。
5．结果是基于两次航海数据加上假定稳定的平均风速的数据。
稍后Leetma,McCreary & Moore计算用了更新的风速数据获得了随季节变化的解答。
其结果与观测相符甚好，倘若无流深度取在500m。
如果取另一个深度，结果就不理想了。
6．Wunsch(1996:§2.2.3)在仔细检查Sverdrup平衡的证据时，他断定：我们没有足够的信息取验证Sverdrup理论。
这一广泛的讨论目的并不是不赞成Sverdrup平衡的正确性。
而是，为了强调普遍存在于海洋学中一个似是而非而又富有魅力的理论思想与理论在显示定量描述实际海洋流场的能力之间的差距。
然而Wunsch写到：Sverdrup理论的相关关系是海洋环流理论中心，以至于所有讨论都假定它是正确的而对它没有任何意见。
然后继续把其计算结果应用到更高阶的动力学问题中…过高评价Sverdrup平衡的重要性是很困难的——Wunsch(1996)。
但是差距正在减小。
对赤道太平洋的平均应力的观测显示：该处的流动处于Sverdrup平衡中。
流线、迹线和流函数 (Stream,Path lines,and the Stream Function)在进一步讨论海洋风生环流之前，我们需要介绍流线和流函数的概念(see Kundu,1990:51&66).在某一时刻，我们可以用在空间中每一点处的速度向量表示流体中的流场。
任一点都和速度向量相切的瞬时曲线称为流线。
如果流动是非定常的，流线图案则随时间而变化。
流体质点的轨迹，拉格朗日漂流物经过的路径在流体力学中称为迹线。
对于定长流体迹线和流线是重合的，当为非定常流体时两者不同。
我们可以用流函数ψ来简化对二维不可压缩流体的描述，流函数定义为：经常使用流函数的原因是因为它是标量，通过它可以速度向量场。
对某些流动可以得到更简单的方程。
流函数对于流动的可视化也有很有用。
在任一时刻，流动都是与不变的ψ线平行的。
因此，如果流动是定常的，那么不变的流函数线就是水质点所经过的路径。
定常流场中两条流线之间的流量变化为dψ,而两流线ψ1ψ2之间的流量变化为ψ1－ψ2。
考虑两流线间任一线段dx＝(dx,dy)，两流线间的流量变化为：两流线间流量的变化在数值上等于ψ值的变化。
现在，让我们把这个理论应用到海洋地形卫星高度计图中。
在§10.3我们写到(10.10)比较(11.14)和(11.12)很显然有：海平面就是一个流函数乘一个比例项g/f。
转到图10.6，等高线就是流线，而流动就是沿这流线。
海面地转传输只与高度差成比例，而与流线间的距离无关。
同样的陈述可以应用到图10.9，只是传输与1000分巴面相关，1000分巴面大约在一千米的深度。
除了流函数，海洋学家还用质量传输流函数Ψ，其定义为：这是在图11.2和11.3所示的函数。
11.2 Stommel的西边界流理论(Stommel’s Theory of Western Boundary Currents)在Sverdrup开始了解东太平洋环流同时，Stommel开始理解为什么西边界流在海盆中发生。
为了研究北大西洋环流，Stommel(1948)主要使用了Sverdrup所用的方程（11.1,11.2&11.3），但是他在(11.3)中加入了一个与速度成比例的简单底应力。
其中F和R是恒定的。
Stommel计算了在一个深度恒定为D，充满恒定密度的矩形水池(0≤y≤b，0≤x ≤λ)中稳定流动的解。
他的第一个解是对于非旋转地球的。
这个解具有对称的流动图案，没有西边界流(图11.5，左)。
接着，Stommel假设一个恒定旋转，又得到一个没有西边界流的对称流。
最后，他假设科氏力随纬度而变化，这时得到一个具有西向强化得结果(图11.5,右)。
Stommel认为：在西边界流线密集表明科氏力随纬度的变化可以用来解释为什么会在海洋中发现湾流。
我们现在知道科氏力随纬度变化是西边界流存在所必需的，而且其它用不同形式表示摩擦的流动模型，得到不同结构的西边界流。
Pedlosky(1987, Chapter 5)对各种西边界流理论给出了一个有用的、简洁的和数学描述清楚的描述。
11.3 Munk解(Munk’s Solution)Sverdrup & Stommel的工作提出了产生海盆宽度风生环流的主要过程。
Munk(1950)在此基础上加入了Rossby(1936)的关于侧向涡动粘滞性的信息，得到一海盆内环流解。
Munk用了Sverdrup的在无流动层上对质量传输的垂直积分方法。
这样简化了数学问题，而且这更真实。
洋流主要集中在海洋表层1km内，它们是斜压的而且与深度无关。
为了包括摩擦，Munk用了恒定的涡动摩擦A=Ax=Ay。
方程(11.1)变为：HMunk对方程从-D深度到z=zo面积分除了积分上限不是z=0的表面外，Munk所用的积分方式与Sverdrup 的相似。
Munk假设海流自-D处消失，(11.3)式应用到海流层的底层和顶层边界，而且AH是常数。
为了简化方程组，Munk用了质量传输流函数(11.15)，他继续沿着Sverdrup 的路走下去。
他通过(11.17a)对y求导和(11.17b)对x求导消去压力项从而得到质量输送方程：▽4是双调和算子。
方程(11.18)除了多了侧向摩擦项AH外，它和(11.6)是一样的。
靠近侧向边界的摩擦项很大，该处速度场的水平分量很大而在海盆内部很小。
因此在海洋内部，力的平衡和Sverdrup解法中的一样。
方程式(11.18)是四阶偏微分方程，需要四个边界条件。
Munk假定海流在边界处沿边界流动并且在边界处无滑移：其中n是边界的法线。
Munk用(11.20)解(11.18)，他假设流动在一个矩形水池（范围从x=0到x=r，y=-s到y=+s）中进行。
他进一步假设风应力是呈带状的，其形式为：Munk的解法(图11.6)显示了海盆中涡旋尺度环流的主要特征。
它在东岸它有和Sverdrup类似的环流，在西岸有很强的西边界流。
用AH＝5×103m2/s计算出来的边界流大约为225km宽其形状与在湾流和Kuroshio观测到的环流相似。
西边界流的输送与AH无关，它只与(11.6)对海盆宽度积分值有关。
因此，它依赖于海洋的宽度，风应力旋度和β。
