大洋环流重点

1、大洋环流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

2、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

3、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、秘鲁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

4、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：a、冬季北印度洋的逆时针环流。b、夏季存在西边界流一一索马里寒流，带来冷的海水，北印度洋地区环流是顺时针。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

5、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、基础概念（1）科氏力和科氏参数-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一一科氏力：2Q x u = 一 fv i + fu j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f = 2Q* sin 0Rossby数：判断运动尺度大小的参数，R0 =京，R01是大尺度运动。物理意义：U 2惯性项/科氏力：日0=云 仙一、1 L-旋转时间尺度/平流时间尺度R0=f /亏-相对速度/牵连速度R0=U/fL-相对涡度/牵连涡度 R0=

6、 U /fL（2）正压、斜压及正压正压海洋：严格意义下，等密度面和等压力面平行，即VpxVp = 0 ；一般情况下，海水的密度（温度）看成是常数斜压海洋：严格意义下，等密度面和等压力面不平行，即VpxVp丰0一般情况下，海水的密度（温度）不是常数3、涡度，涡度方程=热成风关系，泰勒-普劳德曼定理（1）涡度：w=VxV，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、工、 如 如VpxVpF涡度方程 弓a = 习 = 3 Vu _ w

7、V u + V x涡度的变化内部作用 斜压作用外力作用涡度的变化由内因、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。内部作用又包括流体柱的垂直流速剪切和流体柱的辐合辐散。假设流体柱背景涡度向上，垂直速度剪切导致流体柱倾斜，背景涡度通量减少，诱生逆 时针的环流，产生向上相对涡度弥补背景涡度变化。假设背景涡度向外，辐合导致流体柱面积缩小，诱生逆时针的环流，产生向外相对涡度 弥补背景涡度变化。斜压作用：流速也较大。（3）热成风关系（斜压流体）=涡度方程华 0， 0， f竺=-L史坦 0，假设海底流速为0，U为正值，流动向东，6& J 6zp 2 喝夯反之kU为负值，流动向西，即东西

8、方向的流速是由南北方向的密度梯度决定，而南北方向8p的流速是由东西方向密度的梯度决定。在赤道即使较小，由于f很小，根据8y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）： Vu 一 V u -Vpx方Vp xV大尺度运动相对涡度远小于牵连涡度，f Vu - fVu = -P 2r du1 d dp dv 1 d dp简化形式：f瓦函&初，&二函瓦瓦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（4）泰勒-普劳德曼定理（正压流体） 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

9、（正压流体）Vu 3Vu = 0aa忽略相对涡度：fVu 一 fV u = 0-连续方程：V 涡度方程变为:d u d v d w 八 +=0 d x d y d zf V u = 0（流体的流动垂向无剪切，与热成风关系对应）泰勒柱：流体如果在某一高度垂直速度为0，在所有高度上垂直速度都为0，运动是 二维的，可看做是柱状运动。4、位涡守恒及位涡方程-（工）（1）位涡守恒出H=0，即位涡守恒。这是地球物理流体动力学的重要定理，其本O质就是角动量守恒，即H，通过研究流体的旋转特性来认识流体的运动。应用1：当涡度变化不大时，特别是行星涡度f变化不大时，流体的运动基本沿着等 深线。应用2：当在大洋内深

10、度变化不大时，流体基本沿着纬线流动。应用3：当流体遇到地形变化时，相对涡度也发生相应的变化来平衡地形变化导致 的位涡改变。应用4：赤道潜流的形成。、 f + f 、 f +。匚赤道夕卜，位涡为： 一总； 赤道上，位涡为： 一。所以H HH Hdv dudu赤道上的相对涡度很大：匚=- n赤道上东西方向流动的赤dx dydy道潜流。（2）位涡方程df g V 2叩一f nH )0f d u d v )7 广+ I + curl FI d xd y J+ v If f + P y + V 2n+ f (h n) d xd y 人 0 fH B I Jd w=f + curl F0 d z以上方程是

11、在准地转近似下得出。f定义 q - f + Pj + V 2门 + h0准地转位涡方程可以写为：QH dq dt引入流函数u(f 2 )V 2V VIHg Jdw合jW 8(h n)为准地转位涡B8 w一 -f 0+ curl F8w8 x8w 8 Yf + 阮 + V 2V0f 2)- V I = curl F Hg J curl Fdqdt件。（2） Rossby波的形成机制祭 + J （V,q ）=外力忽略，位涡守恒：5、Rossby 波（1）频散关系：二Uk K 2 + L2D-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

12、存在时才能发生，即位涡梯度是产生Rossby波的必要条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知匚减小，产生顺时针涡旋，带动西边水团向北运动，产生向西的波动。H（3）速度P (k 2 12 L-2) 8b P相速度：c = 一 =； 群速度：c = :卜=k K2 + L-2 ；gx（K2 + L-2）28kDD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。6、Sverdrup理论（会用来解释现象，用到深层热盐环流）（1）

13、Sverdrup关系：P v = f -W （实质是位涡守恒）d z8wf物理意义：k Y 0=水柱压缩=向南运动（行星位涡减小，位涡守恒% = C ） dzH适用范围：运动定常，忽略应力作用，忽略非线性，忽略地形和海表起伏，即不在海 表、海底，离边界远的大洋内区，就是位涡守恒。（2）Sverdrup平衡：pv三p ? = curl，给出了经向流速和风应力的关系,适用范围：忽略垂向速度，忽略海面起伏、地形，忽略底应力。（3）Sverdrup输运：是由Ekman输运和地转输运共同组成 。+匕）=。匕（4）应用：Sverdrup关系仅在大洋Ekman层以下，且不是海底和大洋边界时成立。Sverdr

14、up 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，因此需要西边界流理论。Rdv应用1 ：根据Sverdrup平衡P=curlM Pk 0). 1 /-V自东边界开始积分风应力W =BBEcurl T dx ror由此可以得到大洋内部流函数场应用2：副热带海区内部流动向南一存在负的风应力旋度应用3：北赤道逆流的成因风应力的分布导致北赤道逆流的产生（具体？）7、西向强化理论（几种理论联系、区别）北半球，流动在西边界得到加强。原因：Rossby波在西边界的反射（能量来源）；Beta的存在；陆地边界存在（

15、摩擦的作用）；质量守恒（平衡Sverdrup内区解）。且Beta效应的存在是东西不对称的主要原因（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:2 WW2P = 0-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:Ah黑P告=。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（）_ 旦由。_82中假定惯性项也就是非线性项重要：J叩，十 = 0八中J = jx2优势：-考虑了惯性项和非线性项，物理上更切合实际。-

16、计算得到的西边界层厚度大概100公里，流速可以达到2m/s，与实际吻合。 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。西边界理论的总结V 2牛 +&J=w - pV 2牛 + EV 4?Sverdrup 理论惯性西边界层 理论 Stommal西边Munk西边界层理论界层理论8、一层半海洋模式（一层半环流特征，解释现有的流动格局）（1）一层半模式：又称为约化重力模式，假定海洋被温跃层分为两层，流动只发生在上 层，下层流体静止且无限深。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。海表面最高的地方就是温跃层最深的地方。

17、（2）一层半模式求解大洋环流结构过程确定东边界第一层深度，=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，=根距海面起伏和温跃层深度之间的关系，计算各点的温跃层深度，=靠近西边界的地方内区的Sverdrup流函数和西边界流函数的解要一致。（3）应用：海洋海面高度的分布是由Sverdrup理论决定的，在副热带海区的西面海面最高。海洋温跃层的分布可以用一层半理论解释，温跃层最深的地方就是 海面高度最高的地方9、Stommal双盒理论和Stommel -Arons理论（用理论解释现象）（1）Stommal双盒理论：是纯热力学问题，只能回答水从哪下去，哪上来。大洋中热 盐环流的驱动力是密度差。前提是温度、盐度的扩散系数不一样。假象有两个盒子， 一个放高温高盐水（代表低纬），一个放低温低盐水（代表高纬）流率由两盒的密 度差决定结论为：三种可能的热盐模态：1）温度模态：温度控制的稳定状态，有着相对快的环流。高纬下沉，低纬上涌。与 现在的热盐环流一致。（大西洋）2）盐度模态：盐度控制的稳定状态，相对慢的环流。低纬下沉，高纬上涌。与现在的热盐环流相反。（太平洋）3）不稳定状态，任何的小扰动都会是系统偏离此状态（2） Stommel Wrons理论：是纯动力学问题。解决了热盐环流由什么力来驱动以及为什 么涌升上来