第4章-海流课件.ppt

1、l 概 述l 海水微团受力l 地转流l 风海流l 地形对海流影响l 上升流和下降流l 大洋环流l 中国近海的环流 概述海流定义p广义地讲海流是指海洋中较大规模的相对稳定的海水运动。p狭义地讲是指海流在水平方向上的运动分量，而海流垂直方向上的运动分量单独称为上升流或下降流。概述海流分类p按成因可分为风海流、地转流和补尝流等。p按热力特征分为暖流和寒流。概述海流的表示方法p海流是矢量。海洋学中常用右手坐标系：x轴正方向向东、y轴正方向向北、z轴正方向向上。p海流流速矢量V在直角坐标系中表示为：其中u、v和w依次为 x、y及z轴上的分量。p海流一般以带箭头的线段表示，箭矢方向指海水的去向，线段长短表

2、示海流的大小，单位m/s或Kn。海水微团受力作用在海水微团上的力可归结为两类p主动力：引起海水运动的力 如重力、压强梯度力、风应力和引潮力等p被动力：海水运动派生出的力 如科氏力、摩擦力等海水微团受力重力p 地心引力和地球自转所产生的惯性离心力的合力。p 单位质量海水所受的重力即为重力加速度g，理论上它是地理纬度和海洋深度z的函数，但在海洋学中一般将其视为常量。p 与重力处处垂直的面称为等位势面，静止状态下的海平面就是一个等势面。相距dz(m)的两个等势面之间的位势差d，定义为将单位质量海水从一个等势面逆重力方向移动至另一个等势面时重力所作的功，即d=gdz，单位为位势米(gpm)，1(gpm

3、)=1/9.8g(m)。可见在数值上1位势米近似等于1几何米。通常以静止状态下的海平面为0位势面，海面以下的位势面与其位势差称为位势深度；海面以上的位势面与其位势差则称为位势高度。海水微团受力p压力相等的所构成的面称为等压面。海洋学中将海面视为海压为0的等压面（即一个大气压1013.25hPa）。p海水静力方程为：dp=-gdz 是海水密度，p为海水压强，垂直坐标轴z向上为正。p静止海洋中，海水密度为常数或只是深度的函数时，等压面必然是水平的，即等势面平行，此时的压力场称为正压场。当海水密度不是常数，尤其是水平方向上有着明显差异时，等压面相对于等势面将会倾斜，此时的压力场称为斜压场。压强梯度力

4、斜压场正压场等势面等压面ggGGFz5z1z2z3z4p0p1p2p3p4)(13kgNpGxpGx1ypGy1zpGz1其在直角坐标系中的三个分量为：p垂直压强梯度力（即压强梯度力的垂直分量Gz）必然与重力平衡；水平压强梯度力（即压强梯度力的水平分量Gx和Gy）则使海水沿其方向产生水平运动，除非有其它改变海水运动方向的力。海水微团受力p压强梯度力是单位质量海水所受压力的合力，其方向与压强梯度相反；其大小等于压强梯度值除以海水密度，单位（N/kg3），即 压强梯度力p-yxz海水微团受力zDyDxDxxppD+向心加速度示意图V1rV1V2|DV|=|V|DqDV因为|V|=wr，dq/dt=

5、wDt 0时 DV指向圆心rdtddtdrVVq故rV2wdtd惯性离心力Fcf=w2r 科氏力海水微团受力xR0zy地球任意纬度的惯性离心力Fcf=W2RWa对于单位质量的静止物体科氏力海水微团受力t1t3t2t1t3t2其旋转角速度应为W+u/R对于向东运动的单位质量海水微团则在旋转地球上该微团受到的惯性离心力Fcf=(W+u/R)2RFcf=W2R+2(Wu/R)R+(u/R)2R运动静止忽略科氏力Fc科氏力海水微团受力2Wucosq2WuR/R2Wusinqqxyz科氏力 Fc=2(Wu/R)R(Fc)y=-2Wusinq 向南(Fc)z=2Wucosq g科氏力海水微团受力海水微团受

6、力科氏力p科氏力fc（又称地转偏向力）是由地球自转而对运动物体产生的作用力，其方向在北半球垂直于物体运动方向且指向其右方，南半球正相反；p其大小等于物体运动速率V与科氏参数f=2sin之积，即：fc=fVp科氏力在x、y及z三个坐标轴上的分量依次为：fcx=fv，fcy=-fu，fcz 0海水微团受力摩擦力p相邻两层海水之间或海水与其边界之间，因海水相对运动而产生的切向作用力，称为摩擦力。p其大小正比于作用界面的法线方向上的流速梯度，比例系数称为粘滞系数，方向与流速方向相反。p摩擦力分为分子摩擦力和湍流摩擦力，相应的粘滞系数分别称为分子粘滞系数和湍流粘滞系数，通常后者比前者大数个量级，故在海洋

7、学中通常忽略分子摩擦力。zux单位面积上的切应力22121)(zuzuzzyxyxfxDDDDD 为分子粘滞系数zzxxD+2=1=xu2u1u3zDyDxDyxz12单位质量海水的分子切应力+zuKzyuKyxuKxFzyxx111湍流粘滞系数K大于 23个量级考虑海水在各运动方向上的速度梯度，则湍流摩擦力：摩 擦 力海水微团受力其中Kx、Ky和Kz分别为x、y及z方向上的湍流粘滞系数。通常Kx、Ky远大于Kz，但由于流速分量的垂直梯度远大于水平梯度，因此，上式中只有垂直湍流引起的水平湍流摩擦力才是重要的。海水微团受力p 研究海水运动时，通常考虑单位质量海水所受湍流摩擦力的合力，其在x、y及

8、z轴上的分量依次为：摩擦力+zuKzyuKyxuKxFxzyx111+zvKzyvKyxvKxFyzyx111+zwKzywKyxwKxFzzyx111海水微团受力引潮力（第6章 潮汐）p 遵循牛顿运动定律和质量守恒定律，即可利用运动方程和连续方程来进行表达。海流运动基本规律描述海水微团受力p 运动方程FxdtduFydtdvFzdtdwp 连续方程0+zwyvxup 边界条件，如海面的运动学边界条件为 w=d/dt地转流地转流：斜压海洋中等压面倾斜于等势面，水平压强梯度力与科氏力平衡时，海水稳定的流动称为地转流。斜压场等势面等压面gGPu0f0f1u1f2u2fupp地转流+01001gzp

9、fufvxptgfgvu0其解为 f=2sin为科氏参数地转流假定等压面只沿 x 轴正方向向上倾斜，与等势面之夹角为，不考虑海水湍流摩擦力和其它力作用，则地转流运动方程为：运动方程及其解析解p地转流大小与等压面和等势面之间夹角的正切成正比，而与科氏参数成反比；其方向平行于等压线，北半球观测者面朝流向而立，右侧等压面高、左侧等压面低；南半球相反。p对于海水密度均匀分布的斜压场，等压面主要是由不规则增减水、风或气压变化等原因造成的，此时等压面相对于等势面的倾角不随深度而变，故流速v为常量，这种地转流又称倾斜流或坡度流。p对于由海水密度分布不均匀引起的斜压场，等压面相对于等势面的倾角随深度增加而逐渐

10、减小，至某一深度两者重合，故此时的地转流流速也随深度增加而逐渐减小，至等压面和等势面重合的深度流速等于0，这种地转流又称密度流。如图。地转流主要特征地转流外压场等密度面等压面gGFp0p1p2p3p41234gGFgGFp0p1p2p3p41234gGgGF内压场斜压场各等值面地转流外压场倾斜流等密度面等压面p0p1p2p3p41234斜压场流况FpFcFpFcFpFcp0p1p2p3p41234内压场密度流FpFcFpFc 地转流p对于倾斜流或坡度流，北半球观测者面朝流向而立，右侧水位高、左侧水位低；p对于密度流，北半球观测者面朝流向而立，右侧海水密度小、温度高、盐度小，左侧海水密度大、温度

11、低、盐度大。p南半球情形正相反。地转流主要特征地转流斜压场（内压场）等密度面等压面p0p1p2p3p4pb01234FpFcFpFcz z小小 大大地转流p对于倾斜流或坡度流，北半球观测者面朝流向而立，右侧水位高、左侧水位低；p对于密度流，北半球观测者面朝流向而立，右侧海水密度小、温度高、盐度小，左侧海水密度大、温度低、盐度大。z z大大 小小z z大大 小小在北半球，海流运动因感应到科氏力的作用，表层海水会倾向向右侧堆积。左图为运动刚开始时，右图则为达到地转平衡后。地转流风海流风海流：海面在稳定风场长时间作用下，当垂直湍流引起的水平摩擦力与水平科氏力平衡时，所形成的海水稳定流动。在北半球无限

12、深广的海面上，假定：1）稳定风场只沿 y 轴方向吹，且长时间作用；2）水深无限，海水密度均匀分布，海面水平；3）只考虑垂直湍流引起的水平摩擦力；4）科氏力不随纬度变化。+01012222fuzvKfvzuKZZ边界条件方程组解+)45sin()45cos(00azeVvazeVuazazV0为海面流速大小风海流运动方程时当时当zvuzzvKzyx00,00V yjwsin2zK左式中z/Kajwsin风海流p海面流速V0大小正比于海面风应力y，反比于垂直湍流摩擦系数Kz和地理纬度正弦f 的平方根；流向与 x 轴成45，即偏于风矢量之右45，南半球则为风向之左。p海面以下流速大小V=V0exp(

13、az)，随深度增加(z0)按指数减小；流向与 x 轴的夹角为45+az，并随深度增大而不断顺时针转向。当深度增加至 z=-p/a 时，V=V0exp(-p)0.043 V0，流向与 x 轴的夹角为-135，即恰与海面流向相反。p z=-p/a 时的深度称为摩擦深度，用D表示，即D=p/a=p/(wsinf/Kz)1/2，其大小与垂直湍流摩擦系数Kz和地理纬度f 有关。海面至摩擦深度范围内不同深度流速矢量的端点的连线称为艾克曼螺旋。p对于浅海风海流，由于海底摩擦作用，各层流速大小相应减小，流向相对于风向的偏角也减小。通常当水深 h D/2时，可当作无限深海风海流来处理。风海流特征风海流表面流风D

14、E风海流p无限深海风海流体积运输只发生在 x 轴方向上，即垂直于风矢量并偏于其右方，南半球则偏于左方；浅海风海流体积运输在 x 和 y 轴方向上均存在，即其体积运输方向与风矢量偏角小于90，且水深越浅，偏角越小。风海流00vdzMyjwpsin222000yDVaVudzMx风海流引起的水量输送地形对海流的影响p当海流越过海底高地（如海山和海岭等），等密度面因地形而上凸，等压面相应地下凹，因此在北半球，海流上坡时向右偏转、下坡时向左偏转；南半球偏转方向相反。123123441234PFz z小小 大大z z大大 小小z z大大 小小槽等压线FP5地形对海流的影响p在较为陡峭的近岸海区，水深又较

15、大时，沿岸风的作用使近岸海流自表层至海底可能出现三层流动结构：表层流风海流和倾斜流的合成流；中层流为纯倾斜流；底层流受底摩擦影响的倾斜流。wind地形对海流的影响南半球沿岸地区受到风力作用所产生的涌升流(左图)与沈降流(右图)p上升流是指海水自深层向上涌升而形成的海流；下降流则是海水自上层下沉而形成的海流。p它们均是风海流的副效应。p风海流体积运输在近岸等海域使海水发生辐散或辐合，由于海水连续性，辐散处海水自深层向上涌升而形成上升流，辐合处海水自上层下沉而形成下降流。上升流和下降流上升流和下降流由风海流副效应引起的辐散与辐聚现象 p上升流多见于副热带信风区大洋的东边界，如秘鲁和加利福尼亚沿岸都

16、是有名的上升流区。p利用人工鱼礁可以造成上升流域，形成渔场。上升流和下降流人工鱼礁渔场形成机制上升流域/海洋全体：面积0.1%，渔获量50%上升流和下降流N浮游植物浮游动物渔业资源沉积营养NN上升流光合作用渔业资源人工鱼礁生态系背涡流捕食捕食捕食有机碎屑分解残骸、粪便上升流和下降流大洋环流p大洋中相对独立的海流循环系统，可分为风生表层环流和热盐深层环流两大类。p表层环流主要由大气环流驱动，如北太平洋副热带反气旋涡环流、太平洋亚北极气旋涡环流等。p深层环流因温盐度分布不均导致密度差异而成，如北大西洋深层水、南极底层水等。大洋环流p海洋表层环流与全球风场分布密切相关。p而全球风场分布又与大气环流相

17、关。表层环流大洋环流大气环流的三胞构造示意图大洋环流在一个理想海洋中，风生海流理论上应有的环流型态。大洋环流p压强梯度力、科氏力和地球表面摩擦阻力平衡，形成大洋表层环流系统。p海流隔赤道大致呈南北对称而流动。p亚热带海域存在着高气压性(北半球为顺时针、南半球为逆时针)大的环流。p黑潮、墨西哥湾暖流、东澳大利亚海流、巴西海流那样的强劲海流都存在于大洋的西岸。p大部分表层海流1年中的流向基本相同，仅印度洋西北部的索马里海流因季节风的影响夏季流向东北、冬季流向西南。世界海洋表层(0-1000m)主要海流的分布特征大洋环流p海洋中大尺度海流运动对水平旋转的转速非常敏感，海水总是倾向维持本身固有的水平旋

18、转转速（其中也包含了地球的转速），可是地球的水平旋转转速却会随纬度而变，在北半球愈往北走地球水平旋转转速愈大（到了北极便和地轴转速一致），因此当海水向西汇流成北上的西方边界流后，为了克服地球水平转速向北增加的效应同时继续保持固定的总转速，因此西方边界流必需变成反向旋转（西侧流速增快），愈往北走反向旋转转速就愈快，造成海流集中流速增快，这就是黑潮、湾流等形成的物理机制。大洋环流p将一个原本位于赤道、轮面朝上且并未旋转的车轮，小心地托着底座将其移往北极，对一个置身于地球外的观察者，这个车轮不论移往何处应当仍然保持不旋转，可是对置身于地球上的观察者而言，由于地球自转之故，此观察者将感觉到这个车轮会呈

19、顺钟向旋转，其转速为每24小时一圈。因此，海水不论向北或向南流动时，其旋转状态都将会发生改变，向北将增强而向南则减弱其顺钟向旋转的状态。大洋环流大洋环流p当一团原本并末转动的海水(棕色部份)向北移动时，海水相对于地球应逐渐呈现顺钟向旋转，其左侧部份因旋转所产生之流速与整体运动方向相同，右侧则相反，故愈往北移其左侧流速将愈快，这就是造成西方强化现象主要的原因。大洋环流p但是，海流并非作单一方向持续流动的，它包含着许多变动流成分。p过去人们认为北太平洋中部及北大西洋中部等亚热带环流内侧是几乎无流动的平静海域，但近年来观测发现这些海域自海面至海底充满了被称为中尺度涡、直径100-200km、周期约1

20、00天、外围流速10cm/sec左右的涡旋运动。p中尺度涡发现于70年代的大规模海洋观测Mid Ocean Dynamics Experment，故也称其打头字母的MODE。p有关中尺度涡的形成、消长机制还不十分清楚，但可以相信中尺度涡对热量的南北输送起着很大作用。大洋环流湾流卫星遥感及其示意图大洋环流p通常春夏期是鲣鱼北上的季节，但只有在黑潮势力强盛、前锋抵达北方时，鲣鱼也跟着北上，其余年份则不然。p另外，太平洋金枪鱼于菲律宾近海至冲绳八重山群岛一带产卵、孵化，1年后随黑潮离开日本，2龄时一部分滞留于加里弗尼亚沿岸，成长至4-5龄后又随北赤道海流回到日本附近产卵。p连接黑潮、北太平洋海流、加

21、里弗尼亚海流、北赤道海流的亚热带环流，环绕北太平洋一周大约需六年时间。大洋环流北太平洋副热带海域流系大洋环流p由南赤道流、北赤道流、赤道逆流和赤道潜流构成。赤道海域流系p贸易风在气象赤道南北两侧风力较强，但在赤道上由于气流辐合、上升，风力微弱，称为赤道无风带。因此西向之赤道流在气象赤道南北最强，而沿着气象赤道则流速较弱同时海面为辐散。大洋环流p贸易东风会造成水位在大洋西侧抬升，形成西高东低的水位分布（每1kkm约差4cm，大西洋东西两侧相差约15cm），此水位分布推动部份海水沿气象赤道由西向东作下坡流动，即赤道逆流。大洋环流p另一部份海水在表层以下向东流动，即赤道潜流。厚约200m，宽约300

22、km，最大流速高达三节以上，轴心位置在海面下约100m处，流量很大，系南北赤道流流到西界的部份补偿流。大洋环流大洋环流p北冰洋环流：从大西洋进入的挪威流及一些沿岸流。加拿大海盆为一巨大反气旋式环流，从楚奇科海穿越北极到达格陵兰海，部分西折，部分汇入东格陵兰流，把大量的浮冰携带进入大西洋。极地海域环流大洋环流p南极海区环流：南极大陆边缘一个很窄范围内，极地东风作用，形成一支自东向西绕南极大陆边缘的小环流，称为极地东风环流。与南极绕极流间，形成南极辐散带。与南极大陆间形成海水沿陆架的辐聚下沉，即南极大陆辐聚区，亦是南极陆架表层海水下沉的动力学原因。大洋环流p深海环流起源于极地或副极地附近，由于海水

23、冷却下沉或海冰造成高盐海水下沉而形成。p世界海洋的深层水主要形成于格陵兰岛南侧的伊尔明加海和南极的威德尔海(Weddell Sea)，在这些海域冷却变重的海水沉降至深海，并在世界范围的深层蔓延开来。p太平洋北部也有冷却变重的海水，因盐度低、水深浅而不能形成深层水。p深层流由于流速小，故不能直接用流速仪测得，但可以通过测定海水中碳的放射性同位素浓度来间接推定其流动方向，即测定半衰期为5570年的14C和稳定同位素12C之比。p大气中的14C/12C比值是一定的，但海水沉降后，与大气的接触被隔绝，14C/12C值以时间的指数函数递减，因此如果测定14C/12C比值，就可以倒过来推算该处海水与大气隔

24、绝以后的时间即海水年龄。p这样测得太平洋和大西洋海水的年龄分布，大西洋北部伊尔明加海附近的深层水年龄最轻，太平洋北部的中层海水年龄最大，为2000岁。大洋环流大洋环流p若考虑深层水是从年龄小的海域向年龄大的海域流动，在伊尔明加海沉降的深层水南下大西洋，到达南极时要花700年；再东拐至澳大利亚南端需600年；然后北上太平洋，到达北太平洋北部还需700年。p因为深层水是一边沿水平流动，一边逐渐上升至表层，所以北太平洋中层的海水是世界上最古老(与大气的接触被隔绝以后)的海水。p深层大循环把大量的热从赤道区域输送到极地区域，其强弱的变化对于地球的气候变动起着重要作用，但具体情况还不很明了。中国近海的环

25、流东黄渤海环流图渤黄东海环流系统：由黑潮流系（黑潮主干及其分支台湾暖流、对马暖流和黄海暖流）和沿岸流系（辽南沿岸流、辽东沿岸流、渤海沿岸流、苏北沿岸流和闽浙沿岸流）构成。p黑潮是沿着北太平洋西部边缘向北流动的一支强西边界海流，因水色深蓝似黑色而得名，高温、高盐，流速强、流幅窄约160km和厚度大900m。黑 潮 流 系p起源于菲律宾东南，是北赤道流的一个向北分支的延伸。进入东海后，大致沿东海大陆坡内侧流动，流轴指向东北，黑潮经台湾省东北时，部分高温高盐水流入闽、浙近海，称为台湾暖流。黑 潮 流 系p沿大陆架边缘北上部分，经日本以南海区流入太平洋。黑潮北上途中，其西侧有部分上层混合水，从黑潮主流

26、分出，沿九州岛西侧北上，称为对马暖流，经朝鲜海峡流入日本海。黑 潮 流 系p对马暖流的另一西分支流入黄海，称为黄海暖流。大致沿“黄海海槽”北上，是黄、渤海外海水的主要来源，高温高盐特性十分显著。北上途中不断混合变性，至北黄海时，仅为暖流的“余脉”。其势虽弱，但仍西进，直达渤海西岸。然后分为两股，一股向南汇入渤海湾沿岸流；另一股冬季沿辽西近岸北上，与南下的辽东沿岸流构成反气旋式环流；夏季则从辽东沿岸北上，成为气旋式环流。黑 潮 流 系中国近海的环流东黄渤海沿岸流系p主要由辽南沿岸流、渤海沿岸流、黄海沿岸流（苏北沿岸流）东海沿岸流（闽浙沿岸流）等构成。p辽南沿岸流源自鸭绿江，沿辽东半岛南岸西流。西

27、朝鲜沿岸流主要源自江华湾的入海径流，沿朝鲜西岸南流，可达朝鲜半岛南端。流幅一般限于30米等深线范围以内，夏季更紧贴海岸。p渤海沿岸流源自黄河入海径流，沿鲁北沿岸向东流，夏季流源更远，并纳入辽西沿岸的辽河径流。以低盐（冬季低温）、含沙量高、水色混淆为特征。流出渤海后即为黄海沿岸流，沿山东半岛北岸东流，绕过成山角后，沿4050米等深线南流。至长江口浅滩一带转向东南，与外海水相混合，其前锋可达北纬30附近。p黄海沿岸流流速一般约为10厘米/秒，在山东半岛北岸、成山角外和大沙渔场流速较大，可达30厘米/秒。p东海沿岸流源自长江和钱塘江口的入海径流。长江入海的径流是东海沿岸低盐水的主要来源。冬季沿浙江近

28、岸南下，可达闽中近岸；夏季流向与台湾暖流相同，在长江口外形成强盛的长江冲淡水，沿东北方向直指韩国济州岛。当偏南风强盛时，台湾暖流有趋岸爬坡之势，致浙闽沿岸出现深层冷水上升现象。中国近海的环流东黄渤海沿岸流系p盛行西南风季节，整个南海为一EN向漂流，大部分在台湾南端汇入黑潮，小部分经台湾海峡北上。漂流速在越南南方近岸最大，1节以上。南沙群岛海域出现WS向补偿流，构成南海南部的反气旋弱环流。p西南风强盛时，在越南以东陆架边缘、海南岛东岸和粤东沿岸，出现上升流。盛行东北风季节，为西南漂流。p来自巴士海峡及台湾海峡的海水，经南海西部流向西南。流速也在越南近岸最大，达2节以上。沿巴拉望岛近海有补偿流流向

29、东北，使整个南海形成气旋式环流。p广东沿岸外侧，有一支稳定而强劲的南海暖流流向东北。来自巴士海峡的黑潮西分支，终年沿南海大陆坡外缘流向西南。中国近海的环流南海环流系统中国近海的环流1.简述海流的定义、形成原因及表示方法。2.引起海水运动的力有哪些？3.何谓地转流？它与密度场、应力场之间的关系如何？4.简述风海流理论的基本内容。5.风生大洋环流理论的基本结论有哪些？6.何谓热盐环流？它在世界大洋环流中扮演什么角色？7.简述赤道流系的主要海流及其形成原因及水文特征。8.北半球有哪几支西边界流？有哪些显著特点？9.南、北两半球西风漂流区有哪些主要特征？10.为什么北海道与南美西岸能成为世界有名的大渔场？11.何谓大洋中尺度涡？有何基本特征？思 考 题