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第六讲风生大洋环流理论

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大洋环流

大洋环流

4、大西洋洋流 湾流 湾流长约3000多公里， 宽约120公里; 表层水温约25℃; 流量约为全世界河流总量 的120倍;
5、印度洋洋流 北印度洋季风漂流 冬季，北印度洋盛行东北季风，形成东北季风漂 流； 夏季，北印度洋盛行 西南季风，形成西南 季风漂流。
6、南极绕极环流 绕极环流的特点是低温、低盐，冬季大部分水 温在冰点左右，流量相当于世界大洋中最强大的湾 流和黑潮的总和，但流速仅为其1/10。
2、作用于洋流的力 风对海水的应力：风对海面的摩擦力 海水的梯度力：处于压缩状态下的流体，能产生 向外膨胀的力 地转偏向力 摩擦力：当海水作相对运动时，流速不同的海水 之间就会发生动量交换，表现为内切应力的摩擦力
二、世界大洋表层环流系统 大气与海洋之间相互作用、相互影响，大气在 海洋上获得能量而产生运动，大气运动又驱动着海 水，海面上的气压场和大气环流决定着大洋表层环 流系统。 1、大洋表层环流特点 大洋表层环流与盛行风系相适应，所形成的格局 具有以下特点：
副热带环流 分布在南北纬50°之间，并在赤道两侧成非对称 出现。洋流都具有高温、高盐、水色高、透明度大 的特点。 西风漂流 副极地环流
3、太平洋洋流
黑潮 起源于菲律宾吕宋岛以东海区，流经台湾一带， 东到日本以东与北太平洋西风漂流相接。
特点： 在台湾以东黑潮宽度约277.8公里 平均厚度约400米，最大厚度可达1000多米 强流带靠近大陆一侧，在主轴右侧有巨大旋涡， 流路如蛇形； 流速在台湾以东为50—80cm/s，到琉球以西增 到100—130cm/s; 流量相当全世界河流总流量的20倍。
以南北回归高压带为中心形成反气旋型大洋环流； 以北半球中高纬海上低压区为中心形成气旋型大 洋环流； 南半球中高纬海区没有气旋型大洋环流，而被西 风漂流所代替； 在南极大陆形成绕极环流； 北印度洋形成季风环流区。

《大洋环流》课件

《大洋环流》课件

大洋环流的形成原因
1 热力驱动原因
区域温度的差异引起水的 密度变化，产生大气对大 洋水体的加热或冷却，从 而引发大洋环流。
2 风力驱动原因
地球表面地形和气压变化 改变了风的方向和速度， 形成了一些区域性的、周 期性或暂时性的洋流。
3 密度驱动原因
溶质、温度、盐度等因素 经过调节造成水的密度变 化，导致大洋环流形成。
大洋环流
在地球几乎70%的表面上，有着广阔的海洋，大洋环流是其中的一个重要组成 部分。人类利用大洋环流进行了丰富的海洋文化建设、物资经济管理、海洋 环保投入等海洋科技研究和大气环流研究。
《大洋环流》PPT课件
大洋环流是地球上重要的水循环系统之一，通过气候、风、地球自转等多种 因素的作用，影响着我们所生活的世界。
地球大洋环流分类
表面大洋环流
由气候、地球自转和风力作用形成，负责在热带和 亚热带的海域之间循环。
深层大洋环流
海水深度达到3000米以下的地球内部环流，与表面 大气和海洋运动形成独立循环系统。
大洋环流的观测和研究方法
浮标观测技术
通过浮标的轨迹及其温、盐度数据来研究探险对象的运动特征，航海器和浮标之间能够时刻 保持联络。
卫星遥感技术
利用卫星遥感技术获取目标海域的海水表面温度、盐度等多种信息，研究对象的运动规律， 并结合气象数据分析气候变化。
计算机模拟方法
通过计算机建立复杂的海洋环流模型，进行数值模拟和预测，可模拟和探索各种气候、天气 及海洋相关的科学问题。
大洋环流对气候的影响
1
大气环流的形成和变化
2
大气环流与大洋环流密切相关，大洋环
流与海洋转运和气候变化有关。
3
全球热量输送
大洋环流作为水-气交换的重要载体，将 能量有效输送到全球各地，制约着气候 变化的趋势。

海洋学：第七章 大洋环流

海洋学：第七章 大洋环流

45 az
• 其中：
a 2 sin
Kz
V0
y 2Kz sin
： 二、受力分析与调整过程
surface
摩擦力与科氏力平衡
100-200 meters depth
： 三、空间结构
V0eaz 45 az
• 表层流速最大，流向偏于 风向的右方45度；
• 随深度增加，流速逐渐减 小，流向逐渐右偏；
界流等； • 按运动方向：上升流，下降流； • 按海流温度与周围海水温度差异分:寒流，
暖流等
大洋表层环流
California Current
Gulf Stream
回顾：大洋边界流的温度特性
二、影响和引起海水运动的力
牛顿第二定律
Mass Acceleration Force
dv F
dt
• 引起海水运动的力： 重力，压强梯度力，风应力，引潮力，火
三、海水动力学方程
• 运动方程：牛顿二定律
F
ma
m
dV dt
• 速度V是时间和空间的函数，即V=V(x,y,z,t) • 实质微商：
dV V V dx V dy V dz V u V v V w V
dt t x dt y dt z dt t x y z
三、海水动力学方程
垂直尺度：几十到几百米 三维流动，水平显著，垂直方向相当微弱。
(为什么呢？) 有些海流沿垂直方向流动：上升流、下降流
潮流是不是海流呢？
海流的单位： 海流是矢量.
流速大小，单位为m/s； 流流向量：单为位：“S去v向er”dr，up地(S理V)=方10位6 角m3/表s 示，向流速北* 流 记为0，向东90。（风来流去）
2、压强梯度力：

海洋科学导论第五章

海洋科学导论第五章

湾流
西边界流 湾流系统： 佛罗里达海流 湾流 北大西洋海流
右侧：温暖低密 左侧：低温高密
年变化 夏强冬弱
非周期性变化 ——弯曲现象
弯曲与主流断离----独立涡旋 左侧暖涡，右侧冷涡
（二）、太平洋的表面环流
亚北极海流 寒流 阿拉斯加海流 暖流
亲潮 寒流
北太平洋流 暖流
黑潮 暖流 北赤道流 暖流
30.7
流速的大小，与等值线倾斜的程度成正比
T
22.5℃ 22.6℃ 22.7℃ 22.8℃ 22.9℃ 23.0℃
S
33.2 33.3 33.4 33.5 33.6 33.7 33.8
三、地转流 海水密度均匀，等压面(海面)---等势面倾斜β角
Fz
Fx
β
fc
g
∵
Fx=gtgβ
fc=2ωvsinф
3、北半球强大的 西边界流；
4、主涡旋北部有小的 气旋式环流；
5、西风漂流绕南极大 陆流动；
6、南极大陆附近东 风漂流。
三、各大洋的表层环流 (一)大西洋
东格陵兰海流 寒流 拉布拉多海流
寒流
北大西洋流 暖流
湾流
暖流
加那利海流 寒流
北赤道流 暖流
南赤道流
暖流
巴西海流
暖流
本格拉海流 寒流 西风漂流 寒流
∴ gtgβ=2ωvsinф
地转流的速率 v g tg 2sin
y x
-z
北半球 顺流而立，右方高
南半球相反
四、地形对海流的影响 隆起地形： 北半球 上坡，向右偏转（顺时针） 下坡，向左偏转（逆时针）
南半球方向相反
第三节、风海流 一、风海流的受力分析
1、风的切应力 2、地转偏向力 3、下层海水阻力

《大洋环流》PPT课件

《大洋环流》PPT课件
〔1〕南北半球中低纬度海 区：以副热带海区为中心 的大洋环流
北顺南逆 东寒西暖
〔3〕南半球高纬度海区： 西风漂流〔向东流〕 南极环流〔向西流〕
洋流分布规律
(1) 中低纬海区：以 __副__热__带___为中心， 北顺___ 南_逆___ ，大洋东_寒___ 西_暖___。
(2) 中高纬海区：以 _副__极___地___为中心， 北半球：逆___时针，大洋东_暖___ 西_寒___； 南半球：西___风__漂__流__和___南__极___环__流。
暖流
200C 150C 100C
南半球 暖流
由等温线可判：
1、半球 北半球 (1月) 2、季节
3、海陆 4、洋流
北半球(7月)
探索 暖流的水温一定比寒流高吗？
阿拉 斯 加
流暖
3、按成因分类
风海流：受盛行风影响形成 密度流：受海水盐度影响形成
补偿流
由于风或密度差异使海区 海水流出后，相邻海区的
海水来补充形成的
漂流瓶 思考:漂流瓶经过哪些洋流?
2、世界洋流分布规律
例1：读上图，完成： (1)在图中的两幅海水等温线图中，虚线表示洋流，以 下表达中，不正确的选项是 A.①是暖流，位于北半球 B.②是暖流，位于南半球 C.①②均向北流动 D.①位于大陆东岸，②位于大陆西岸
2、世界洋流分布规律
例1：读上图，完成：
密度流
补偿流
密度流
直布罗陀海峡两侧海水盐度剖面及海水流向
海洋水体运动的主要动力是什么？运动方向 受哪些因素的影响？
二、洋流的形成
1、盛行风是海洋水体运动的主要动力。
在盛行风的吹拂下，海水向前漂流。
2、陆地形状和地转偏向力会影响洋流方向

大洋环流

大洋环流
渤海环流系统特点
•渤海中部常年存在一顺时针环流，冬季的形成可能与风场有关，夏季的形成可能与渤海中部的暖水团有关
•渤海海峡口附近的环流为北进南出
•辽东湾、渤海湾和莱州湾的环流各有特点，存在比较典型的季节变化
黄海环流系统特点
•黑潮对黄海的环流系统，特别是对马暖流和黄海暖流的影响较大
•地形对环流的影响也比较大，黄海暖流和对马暖流基本上沿着等深线运动
（1）Stommal西向强化理论
• 准地转位涡方程中假定底摩擦最重要，忽略其他项，只保留Beta项：
•Stommal能够解释出现西边界流的原因，并能给出相对合理的西边界流场
（2）Munk西向强化理论
准地转位涡方程中假定侧摩擦最重要，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）正压、斜压运动的特点（联系后面的泰勒-普劳德曼定理、热成风关系）
3、涡度，涡度方程=>热成风关系，泰勒-普劳德曼定理
（1）涡度： ，速度场的旋度定义为涡度，海洋运动中势函数运动没有涡度，流函数运动才有涡度。逆时针运动的涡度为正值，顺时针运动的涡度为负值。海洋中最重要的涡度分量是Z方向的涡度。
（2）涡度方程：对运动方程求旋度，得到涡度方程
•垂直温度（密度）的变化影响着流动的方向（赤道潜流、北赤道流和黑潮延伸体）。
•有时流动沿着等深线（东海黑潮、近海环流）或者纬线（南太平洋海流），遇地形流动会发生变化（黑潮延伸体）。
•存在顺时针和逆时针的环流，很强的西边界流。
•
海洋环流大尺度运动特点
•运动空间尺度特点：
运动的空间尺度很大，基本在100 km以上。
涡度方程变为：
（流体的流动垂向无剪切，与热成风关系对应）

(完整版)第六讲风生大洋环流理论

(完整版)第六讲风生大洋环流理论
Beta效应的存在是东西不对称的主要原因
第六节 环流理论应用
1. 有地形情况下的西边界流 2. 绕岛环流理论 3. 大洋和边缘海相互作用-绕岛环流应用
1 有地形情况下的西边界流
黑潮基本在陆架上流动
50m 33
32
A1-01
A1-02
A1-03
A1-04
A1-05
A1-06
A1-07
A1-08
A1-09
z
Sverdrup关系的物理意义
w 0
水柱
z
压缩
位涡
向南运动（行
守恒 星位涡减小）
f C H
位涡守恒是海洋环流的重要定 理，也是Sverdrup关系的基础
2. Sverdrup平衡
• 考虑上下面摩擦作用，积分准地转位涡方程
0 vdz c0uf rwltop kwbottom kˆ top bottom
L
2 ,


r
L
s
L
, E

AH
L3
M
L
3
惯性边界层 厚度
Stommal边界层 厚度
Munk边界层 厚度
边界条件
• 无穿透边界条件：u n 0
•
无滑动边界条件：u
t

0
•
滑动边界条件： v 0
x
• 超滑动边界条件：n y 0
)]
v 2 I ex / 2M (cos 3x 1 sim 3x )
3 M
2 M 3 2 M
2 I ex / 2M sim( 3x )
3
2 M
2 M
Munk解和观测的对比

大洋环流系统PPT课件

大洋环流系统PPT课件

2021/3/9
授课：XXX
13
北印度洋季风漂流： （冬逆夏顺）
夏季，由于南半球的东南信风随太阳直射点的北 移而越过赤道，受地转偏向力的影响形成西南季 风，北印度洋的表层海水在西南季风的作用下向 东流，呈顺时针方向；
冬季，主要是由于北半球的东北信风随太阳直射 点的南移，控制北印度洋地区，在东北信风的作 用下，北印度洋海水向西流，呈逆时针方向
3
大洋环流模式图：（与行星风系相适应）
2021/3/9
授课：XXX
4
世界大洋表层反气旋型大洋环流：
分布：南北纬50°之间，赤道两侧成非对称出现。
南、北赤道洋流（信风漂流）：
影响因子：东南信风和东北信风作用
基本特点：
从东向西流，横贯大洋，宽度约2000公里，厚度约200米， 表层流速20~50厘米/秒，靠近迟到一侧50~100厘米/秒，个 别海区160~200厘米/秒；
授课：XXX
2
大洋表层环流模式：
大洋表层环流与盛行风系相适应。
格局特点：（总体规律）
1）以南北回归高压带为中心形成反气旋型大洋环 流；
2）以北半球中高纬海上低压区为中心形成气旋型 大洋环流；
3）南半球中高位海区没有气旋性大洋环流，而被 西风漂流所取代；
4）在南极大陆形成绕极环流；
20251/）3/9 北印度洋形成季风授环课：流XX；X
流经地：沿北美洲东岸北上，然后向东横贯大 西洋，至欧洲西北沿岸，最后穿过挪威海进入 北冰洋的整个暖流系统
与黑潮相比，湾流更以流速强、流量大、流幅 狭窄、流路蜿蜒、流域广阔为其特色
2021/3/9
授课：XXX
10
西风漂流：
形成：黑潮，东澳大利亚洋流，湾流，巴西洋流， 莫桑比克洋流，受地转偏向力的影响，到西风带 则转变为西风漂流。

大洋环流和海气相互作用的数值模拟

大洋环流和海气相互作用的数值模拟

大洋环流和海气相互作用的数值模拟（研究生课程讲义第二稿）中国科学院大气物理所大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点实验室（LASG)全球海气耦合模式课题组2007年9月大洋环流和海气相互作用的数值模拟前言张学洪(zxh@)“大洋环流和海气相互作用的数值模拟”是中国科学院大气物理研究所（IAP）大气科学和地球流体力学数值模拟国家重点试验室（LASG）全球海气耦合模式课题组集体开设的一门研究生课程，可以看作“气候数值模拟”的入门课程之一。

自上世纪80年代末以来，这个课题组一直从事于LASG/IAP大洋环流数值模式和海洋—大气耦合模式的发展、改进、应用和评估等方面的研究工作，这个过程是和课题组成员对大洋环流和海气相互作用的观测事实和动力学理论的学习和理解相结合进行的。

Robert, H. Stewart在他的《Introduction to Physical Oceanography》一书中说：“Data, numerical models, and theory are all necessary to understand the ocean. Eventually, an understanding of the ocean-atmosphere-land system will lead to predictions of future states of the system”（图P1）。

的确，在海洋—大气耦合系统的研究中，观测、理论和数值模式三者是缺一不可的，而“understanding”则是整个链条的核心环节。

我们自己的经验也表明，模式发展一定要和观测、理论研究相结合，模式进步的基础在于“understanding”。

所以，本课程的侧重点虽然是“数值模拟”，但也力图将观测和理论结合进来，以期选修本课程的研究生（无论他们将来从事模式发展还是模式应用）在学习有关入门知识的同时，也能对以上的道理有所领悟。

【精选】6-气候环流和形成因子资料PPT课件

【精选】6-气候环流和形成因子资料PPT课件

拉尼娜
从世界范围来看，拉尼娜现象在南部非洲 引起暴风雨和洪灾，在肯尼亚和坦桑尼亚引起 干旱，在菲律宾和印度尼西亚酿成洪灾，在南 美洲的南部地区则是异常的干燥少雨天气，与 厄尔尼诺引起的现象正好相反。
厄尔尼诺——拉尼娜
• 厄尔尼诺与拉尼娜现象通常交替出现，对气候的影响 大致相反，通过海洋与大气之间的能量交换，改变大 气环流而影响气候的变化。从近50年的监测资料看， 厄尔尼诺出现频率多于拉尼娜，强度也大于拉尼娜。
拉尼娜
• 拉尼娜是西班牙语“小女孩,圣女”的意思，是厄尔尼诺 现象的反相，指赤道附近东太平洋水温反常下降的一种 现象，表现为东太平洋明显变冷，同时也伴随着全球性 气候混乱，总是出现在厄尔尼诺现象之后。
• 气象和海洋学家用来专门指发生在赤道太平洋东部和中 部海水大范围持续异常变冷的现象（海水表层温度低出 气候平均值0.5℃以上，且持续时间超过6个月以上）。 拉尼娜也称反厄尔尼诺现象。
代表点：塔希堤岛（P1） 代表点：达尔文港（P2）
SOI——SST
当（SST）出现异常高位相（增暖）时，南方涛动指 数SOI却出现异常低位相。
大体上连续三个月SST正距平在0.5℃以上或其季距平 达到0.5℃以上，即可认为出现一次厄尔尼诺事件，达到上 述数值的负距平时，则为反厄尔尼诺事件。
低纬涛动
• 中国海洋学家认为，中国在1998年遭受的特大洪涝灾 害，是由“厄尔尼诺—拉尼娜现象”和长江流域生态 恶化两大成因共同引起的。
南方涛动
• 南方涛动是指南太平洋副热带高压与印度洋赤道低压这两 大活动中心之间气压变化的负相关关系。
• “跷跷板”现象
南太平洋副热带高压 + -
印度洋赤道低压
-+
• 南方涛动指数（SOI）= P1 - P2 SST：赤道东太平洋海水温度

2018-第3章 大洋环流(前半部)

2018-第3章 大洋环流(前半部)


z b

u x

v y
dz
大洋或浅海近岸风造成的海水离岸输送产生的上升流为 近岸上升流
辐散机制:边界阻挡了水平补偿流形成的辐散
第3章 大洋环流 ZJP

北半球
风生近岸上升流
由于海岸约束引起的 辐散是强制的，因而 最为强大，只能从下 面补偿，因而形成上 升流。
南半球
1、漂流
（6）大尺度不均匀风场-Ekman抽吸
第3章 大洋环流 ZJP

漂流小结
风生流受到地球旋转的影响，产生流 动方向的偏斜，形成埃克曼螺旋。
漂流只存在于摩擦层内。 在海底也存在类似的摩擦层在大洋中 部，主要是地转流。
漂流
风 上埃克曼层
地转流 中层
底流 底埃克曼层
2. 地转流
（1）梯度流 （2）倾斜流 （3）密度流
动力计算方法
0 g
g
H
dz
x 0 x
0 g
g
H
dz
y 0 y
v g
H
dz
f z x
u g
H
dz
f z y
动力计算方法直至今第日3章仍大洋然环流是ZJP有效的海流计算方法
正压和斜压运动
正压流：等压面与等密度面平行，场内任一点的压强只 是密度的函数
。大气处于某一状态时，可用于转换为动能的能量只是全位
能的一小部分，这部分能量称为有效位能，余下的称为非有 效位能。
第3章 大洋环流 ZJP
有效位能的特点
（1）等密度面呈水平分布且稳定层化时，有效位能等 于零； （2）斜压海洋中，有效位能总是正值； （3）有效位能完全决定于初始状态的质量分布； （4）地转平衡时有效位能不能释放。

第六讲风生大洋环流理论

第六讲风生大洋环流理论
第四章 风生大洋环流理论
第一节 Ekman层
本节的目的是回答这样一个问题，在风的 直接作用下，海洋表层的海水如何流动 1. 惯性运动 2. Ekman层运动 3. Ekman输运和Ekman抽吸 (pumping)
1. 惯性运动
• 考虑一种简单的 情况：在海面吹 过一阵强风后， 海水仅仅在惯性 下运动，同时假 定压强梯度力可 以忽略。
(cos
3x 2 M 3x
1 3x sim )] 3 2 M 1 3 ) sim 3x 2 M )
x / 2 M
(cos
2 M

I
2 M
e
x / 2 M
sim(
3x 2 M
Munk解和观测的对比
• Munk解不仅可以 得到西边界流，还 可以解出回流区
西边界流的回流区
Beta效应的存在是东西不对称的主要原因
第六节 环流理论应用
1. 有地形情况下的西边界流 2. 绕岛环流理论 3. 大洋和边缘海相互作用-绕岛环流应用
1 有地形情况下的西边界流
黑潮基本在陆架上流动
50m 33
32
A1-01
A1-02
A1-03
A1-04
A1-05
A1-06
A1-07
A1-08
A1-09
1.Sverdrup关系
• 准地转位涡方程：
2 f 0 2 2 f y 0 t Hg x y y x w f0 curlF z


• 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）：
• Ekman输运：
东西方向海表风应力 南北方向海表风应力

大洋环流及水团结构汇总

大洋环流及水团结构汇总
2、气旋式环流(cyclonal circulation)：
太平洋和大西洋的亚北极海区受极地弱东风的影响。
大洋表层环流各流系的特征 (Characters of Series of Surface Circulation)
大洋表层环流各流系的特征 (Characters of Series of Surface Circulation)
概述（Summary）
一、定义及分类（Definition & Type）
1. 海流(Ocean current)：海水大规模相对稳定的流动。
2. 分类(Type)：
按成因分：密度流(density current)，风海流(wind current)，补偿流 (compensation current)；
1) 顺岸风(coastwise wind)
风海流(Wind Driven Current)
2) 气旋(Cyclone)与 反气旋 (Anticyclone) 辐散(Divergence)、 辐聚 (Convergence)
惯性流（Inertial Current）
一、科氏力和加速度达平衡 (1) u+(2) v: (1) v-(2) u:
衡时的稳定流动。
地转流(Geostrophic Flow)
2、特点 (characters)：
１）地转流流速大小与等压面和等势面的夹角的正切成正比，与科氏参 量成反比。
２）沿两面的交线流动, 北半球流向偏在压强梯度力水平分力右方90度。 ３）在北半球，面向流去的方向，右面等压面高，左面低。 (内压场引起的等压面倾斜主要体现在海洋的上层，随深度增加而减小。
外压场引起的等压面倾斜则直达海底。)
地转流(Geostrophic Flow)

第11章-风生海洋环流

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：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。

2018-第3章 大洋环流(后半部)

2018-第3章 大洋环流(后半部)
大洋环流是由一些海流相互衔接构成的。不论环流的尺 度有多大，只要属于整体性循环，就属于流体运动的转 动成分。涡旋和大尺度环流都属于转动。
衡量流体的转动特性有两个重要的参数，一个是环流（ circulation），一个是涡度（vorticity）。环流是对 一个区域流体旋转的宏观度量，而涡度是流体任一点旋 转的微观度量。

赤道流系的辐聚辐散特性
第3章 大洋环流 ZJP
赤道流系的东西向循环
第3章 大洋环流 ZJP
（2）西边界流
第3章 大洋环流 ZJP
第3章 大洋环流 ZJP
（3）西风漂流 （4）东边界流
第3章 大洋环流 ZJP
（5）湾流延伸体
第3章 大洋环流 ZJP
（6）印度洋冬、夏环流
第3章 大洋环流 ZJP
x
v u v v v fu g
t x y
y
u t
(f

)v

x

g

1 (u2 2
v2 )
v t
(
f

)u


y

g

1 (u2 2

v2
)

v u
x y
1 D( f ) (u v ) 0
在层化海洋中，垂直刚 性被削弱甚至消失。
第3章 大洋环流 ZJP
（7）垂直刚性与泰勒柱
对于地转平衡的扰动量有
u fv 1 p
t
x
v fu 1 p
t
y
w 1 p
t z
u v w 0 x y z
2 ( t 2
d ( 2sin ) 0
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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，因此需要西边界流理论

Sverdrup解——共振Rossby波
q t


x

curl
0

Sverdrup解
Rossby波方程

Sverdrup解可以看成
是Rossby波方程的定
常解，同时其解的结
构由风场决定，相当
于共振Rossby波
X
第三节 Stommal西向强化理论
1. 无量纲方程的建立 2. Stommal西向强化理论
1.无量纲方程的建立
底摩擦和侧摩擦的引入
• 在动量方程中考虑如下形势的底摩擦和侧摩
擦力：
du dt

fv


1

p x

ru

AH
2u x 2
• 原来的准地转位涡方程：
x

f0 D
WE

r 2

AH 4
D为水层的厚度，We是Ekman抽吸速度
无量纲化的方程
• Ekman输运：
东西方向海表风应力 南北方向海表风应力
副热带逆流成因之一
低温
西风
低温
东风
高温
高温
• Ekman抽吸：
Ekman流不是地转流，存 在辐合辐散，导致垂直运动
Ekman层底的垂直速度
Ekman运动导致的上升流
秘鲁寒流上升流
加利福尼亚寒流上升流
赤道区的上升流 ——赤道东风区的Ekman抽吸

t
•
忽2略海Hf0g2 底 地 形x 、y 海y面x起 f0伏 和y 海2底 的f0 垂wz 直cur速lF 度，
在Ekman层以下的地转层内方程变为：
2 J ,2
t

求解方程
• 直径 ：Di =2V/f 周期： Ti = (2π)/f
惯性震荡的圆周运动
2. Ekman层运动
Nansen (1898)的发现
• 海表面的风吹动冰块沿着风的方向向右偏 转20-40度在运动。
Ekman层运动方程
• 达到定常状态，只有科氏力和垂直湍摩擦 力平衡
风应力
垂直湍粘 性系数
Ekman层运动总结
1. 风的瞬时吹动造成惯性运动 2. 稳定的风的吹动形成Ekman层运动 3. 海面Ekman流在风方向偏右45度（北半球） 4. Ekman输运在风方向偏右90度（北半球） 5. Ekman流的辐合辐散造成Ekman抽吸
第二节 Sverdrup 理论
大洋环流理论的基石 1. Sverdrup关系 2. Sverdrup平衡 3. Sverdrup理论的适用范围
100
40
50
30
0
20
-50
10
-100
-150
150
200
250
300
Longitude
Sverdrup输运、地转输运、Ekman输运
海表的w=0
S v
Ekman层 Ekman抽 吸速度w
Ekman输运
e r
d
r
地转层
地转输运
u p
输
海底的w=0
运
Sverdrup输运是由Ekman输运和地 转输运共同组成
Ekman流的垂直结构特征
• Ekman螺旋
• 海洋表层的流动 都基本符合 Ekman流特点， 在北半球，流动 偏向风的右方， 在南半球，流动 偏向风的左方。
Ekman层和Ekman层深度
• 风对海洋的直接作用只在Ekman层， Ekman层的深度表示如下（此时流动和海 表流速方向相反）：
3. Ekman输运和Ekman抽吸 (pumping)
z
Sverdrup关系的物理意义
w 0
水柱
z
压缩
位涡
向南运动（行
守恒 星位涡减小）
f C H
位涡守恒是海洋环流的重要定 理，也是Sverdrup关系的基础
2. Sverdrup平衡
• 考虑上下面摩擦作用，积分准地转位涡方程
0 vdz 0 f wtop wbottom kˆ top bottom
curl k
• 假定垂直流速为0，忽略底摩擦的作用
VS

0
vdz
H

curl

0

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
副热带海区内部流动向南 ——负的风应力旋度
ERS Wind Curl
60
150
50
• 风应力的分布导致北赤道逆流的产生
3.Sverdrup理论的适用范围
• Sverdrup关系的成立要求对准地转位涡方 程近似过程中的那些项可以忽略
• Sverdrup平衡更加脆弱，已知有两个因素 可以对洋底的相互作用做出重要贡献，它 们可以打破整个Sverdrup平衡。第一个是 非零的底应力，第二个是洋底倾斜所导致 非零的垂直速度。
• 在地转层内垂直积分Sverdrup关系：
vG

0
DVG dz

f

curl
0 f

Ekman抽 吸速度
fcrul
0 f


curl
0


k



f
0 f


VS

0 f
VG VE VS
地转输运
Ekman输运 Sverdrup输运
海洋内部流场的确定
• 根据Sverdrup平衡 • 自东边界开x始积cur分l 风0 应力


1
0xELeabharlann xcurl
d
x
由此可以得到大洋内部流函数场
风应力计算的流函数和观测到的流 函数之间的比较
北赤道逆流的成因解释
第四章 风生大洋环流理论
第一节 Ekman层
本节的目的是回答这样一个问题，在风的 直接作用下，海洋表层的海水如何流动
1. 惯性运动
2. Ekman层运动
3. Ekman输运和Ekman抽吸 (pumping)
1. 惯性运动
• 考虑一种简单的 情况：在海面吹 过一阵强风后， 海水仅仅在惯性 下运动，同时假 定压强梯度力可 以忽略。
1.Sverdrup关系
• 准地转位涡方程：

t


2

f02 Hg





x

y y
x

f0 y 2

f0
w

curlF
z
• 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）：
v f w