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物理海洋学（侍茂崇）——整理第一章引言略第二章海水物理性质第一节海水的空间分布洋海峡湾第二节水的特性平凡（海水占70.8%）+特殊（分子结构，天然液体，活跃性，高沸点冰点，最大热容量，反常碰撞）第三节水的绝热变化和位温绝热条件下：海水微团下沉时，压力增加致体积减小，外力做功使内能增加温度升高；海水微团上升时，压力减小致体积膨胀，内能消耗致温度降低。大洋典型温度刨面位温：海水微团从海洋某一深处（压强为p）绝热上升到海面（压强为一个标准大气压）时所具有的温度。（为了便于大洋环流研究，需用某些保守量来标记水块，即其特性不涉及能量交换，因此引入位温。）第四节盐度绝对盐度：海水中溶解物质质量与海水质量的比值。1978年实用盐标：在1标准大气压下，15℃的环境温度下，海水样品与标准KCL溶液混合层（从海面向下到几十米水层），风使该层海水充分混合，维持同温度温跃层（混合层下温度骤变区），因季节而异的电导比为1，即该样品的实用盐度值精确地等于35。第五节海水的密度和比容海水密度：单位体积海水的质量（kg/m3）海水比容：单位质量海水的体积（m3/kg）位密：一个海水块在盐度不变的情况下绝热地从初始压强p移动到参考压强pr时的密度。（在动力海洋学研究中，经常需要识别出其他物理因子（如温度和盐度）的变化所产生的密度变化，因而引入位密。）第六节海水中的声速声速最小层：随着水深的增加，声速先随温度减小而减小，温度变化减缓时，声速开始随压力的增加而增加，因此产生了一个极小值。大洋声道：当声速与声速最小层成较小角度向上或向下传播时，其传播发生弯曲而折回声速最小层。因此，近于水平方向发射的声束会以最小层为轴线，在某一层内上下往返传播。这样使得声波的能量集中在该层上下，损失很小，进而使其传播距离大大增加。该层即是大洋声道，声速最小层为声道轴。第七节海水的光学特性植物光合作用与海水深度关系第八节海冰略第九节海水其他物理特性海水的比蒸发潜热：1kg海水汽化为同温度的蒸气所需的热量。饱和蒸汽压：水分子经由海面逃出和重又回到海水中的过程达到动态平衡时水汽所具有的压力。热传导：相邻海水若温度不同时，由于海水分子或者海水块体的交换，会使热量由高温处向低温处传播。涡动热传导（湍流热传导）：热量的传递是由于海水块体的随机运动所引起的传导。表面张力：在水的自由表面上，水分子之间的吸引力所形成的合力，使自由表面趋向最小。渗透压：渗透作用达到平衡状态时，膜两侧的压力之差。粘度：相邻水层之间存在相对运动，由于分子不规则运动，产生动量传递，从而形成切应力。第三章海洋表面热平衡和水平衡第一节海洋热平衡分量穿过海表面热交换的四个过程：Q=𝑄𝑠−𝑄𝑏±𝑄𝑒±𝑄ℎ来自太阳的短波辐射𝑄𝑠——太阳辐射能大气与海洋之间的长波（红外光部分）辐射热交换𝑄𝑏——有效回辐射海水蒸发热耗损或凝结热收入𝑄𝑒——蒸发损耗热由于海面和大气之间温度差而产生的湍流（显热）交换𝑄ℎ——显热损耗。蒸发耗损热量：是指液态水变为同温度条件下气态水所需要的热量，又称潜热通量。平流热传输：由于海水流动，水平方向暖流能带来热量，冷流能使这里失去热量。第二节热平衡和海水略第三节海洋中的水量收支水量平衡：水的来源几乎完全靠地球自身，又在地球系统自身之内周游而循环，所以也称为水循环。海洋中的水量平衡：海洋中水的收入主要靠降水、陆地径流和融冰，支出则主要是蒸发和结冰。蒸发降水差第四节世界大洋的温度场水温的空间分布：表层：由热赤道向南北极，水温渐次降低，到极圈附近已降至0℃；由于湾流黑潮等平流水平输送热量，在亚热带至温带海域呈西高东低，在亚寒带至极地海域则东高西低。深层：海洋环流对水温分布影响更加明显。水温经向梯度减小，而在大洋西边界流区则会出现明显的高温中心。垂向：以主温跃层为界，其上水温较高为暖水区，其下为冷水区。暖水区，由于受动力（风力和波浪的搅拌）和热力（如蒸发增盐或降温增密）等因素的作用，促进了上层海水的垂向混合。水温的时间分布：日变化：不大年变化：因地轴的倾斜和日地距离的变化，呈正弦特征。第五节世界大洋的盐度场和密度场海水盐度的空间分布水平分布：与蒸发降水差的分布很接近。垂向分布：（1）从高盐核心层向下，等盐线相当密集，形成铅直方向上的盐度跃层，跃层中心大致在300-700m的深度上；（2）因地而异。海水盐度的时间分布：日变化：很小年变化：由于降水、蒸发、结冰和融冰都有年周期变化，所以海洋表层盐度的年变化也有周期性，不过很复杂。海水密度的空间分布：大西洋每二十纬度年平均温度、盐度和密度（太平洋，印度洋类似）可从纬向，经向，区域，垂向各个方面讨论。大洋密度的时间变化密度跃层（温度跃层）：春季形成，夏季强盛，秋冬衰亡。第六节海洋温度、盐度、密度的细微结构双扩散对流：当高温高盐水和低温低盐水重叠且呈稳定层结时，若上下密度差异小，由于分子热传导效应比盐度扩散效应强得多，则上层海水因失热较快而冷却下沉，下层则因受热较快而增温上升，于是形成双扩散对流。盐指：由于双扩散对流，而在界面上出现的簇状小长柱结构。多层阶梯状结构：界面上下的水层，因升降盐指的搅拌而趋于均匀，逐渐形成多层阶梯状结构。.......第四章水团分析第一节水团的基本概念和术语水团：是在一定的时期中形成于同一源地的、一定体积的水体，在同一水团内，主要海洋学特征（温度、盐度等）在空间上具有相对的均一性，在时间上具有大体一致的变化趋势，与其周围海水的物理、化学性质及其变化规律存在明显差异。核心，边界，强度，形成和变性，运动和海流第二节水团的划分水团的地理学分析法：根据海洋物理、化学等要素的空间分布和时间变化，进行综合分析，并对它们的变化特征和环流结构进行描述。梯度边界法，等值线边界法，最大稳定度法，生物指标法T-S点聚图：在直角坐标系中，横坐标是温度（盐度），纵坐标是盐度（温度），将实际观测的温盐资料点在坐标图的相应网格点上。由于实际海洋是运动的，不同水团间发生着不间断的混合和变性，从而一个水团表征为一个点集，存在多个水团的海区在T-S坐标系则是一群点集。第三节世界大洋水团水团思维导图第四节中国浅海水团分布思维导图第五章海水运动方程（公式推导手写）第一节海水受力的分析牛顿第二定律：dUdt=1𝜌∑𝐹=重力+压强梯度力+科氏力+摩擦力压强梯度力：−1𝜌∇p，流体内部水平压强梯度力是处处相等的。科氏力：f𝑈⃑⃑，其中f=2Ωsin𝜃为科氏参数，Ω为地球自转的角速度，𝜃为纬度。f是行星涡度垂直于地面方向的局部分量。科氏力的方向总是与其运动的方向成直角。顺流而立，在北半球科氏力向右，在南半球向左。摩擦力：摩擦力由海水粘滞性导致的，粘滞性表示由于流体中存在着的速度差异而引起的动量的侧向传递。τ=𝐴𝑙𝜌(𝜕2𝑈𝜕𝑥2+𝜕2𝑈𝜕𝑦2)+𝐴𝑧𝜌𝜕2𝑈𝜕𝑧2，𝐴𝑙为水平湍动粘滞系数，𝐴𝑧为垂直湍动粘滞系数。去掉相对小量，运动方程可简化为第二节质量守恒方程海水不可压缩，物质导数形式：ddt≡𝜕𝜕𝑡+𝑈⃑⃑∙∇第三节起始方程组及其简化和变换运动方程组流体静压方程及其变换不可压缩流体的连续方程热量和盐量的输送方程边界条件（海面，海底，水平边界）量级估算第六章海流（公式推导手写）第一节地转流（无风作用）（重点）地转流：水平压强梯度力和科氏力达到平衡时的稳定海流。其中，将均匀密度场中的地转流称为倾斜流，而非均匀密度场中的地转流称为梯度流。梯度流特征：（1）量级估计表明铅直流速相对水平流速很小可忽略，地转运动可视为水平；（2）梯度流沿等压线方向流动；（3）梯度流沿密度等值线活动。动力高度：在大气科学中，表示大气中某一点位势能量的一种特定高度。等于质点在重力场中由海表面调高到该高度，需要克服重力做的功。热成风方程β螺旋方法第二节风（生）海流Ekman漂流：当定常恒速的风经久地作用于无限广阔的海面时，产生一种定常的运动。漂流是铅直湍流所产生的摩擦力与科氏力相平衡的产物。无限深海漂流（重点）有限深海漂流（重点）第三节惯性流惯性流：当风停止后，继续运动的海流。在深海大洋中，我们认为摩擦力很小，水质点运动成圆圈状，这时做圆运动的向心力与科氏力达到平衡。第四节赤道流与厄尔尼诺赤道流系：南、北赤道流（向西），赤道逆流（向东），赤道潜流（向东）。赤道逆流形成机制：南北半球贸易风将海水吹向西，在西部陆地处受阻、堆积，海面出现西高东低的现象，引起指向东的水平压强梯度力，由于赤道无风带风力很弱，所以，东向压强梯度力可以将水沿着赤道无风带向东输送，而不受表明海流阻碍。其大致位置在4°N-10°N。赤道潜流形成机制：赤道贸易风将水水在大洋西岸堆积，海面西高东低，这是温跃层会相应的调整为西低东高，由于混合层加厚并且超过风应力作用深度，所以向东的流上部受风力阻隔，下部则可畅通无阻，形成温跃层中的流。厄尔尼诺现象：指赤道太平洋东部和中部海表面温度持续异常偏高的现象，该现象首先发生在南美洲的厄瓜多尔和秘鲁太平洋沿岸附近，多发生在圣诞节前后，因此得名。厄尔尼诺过后，热带太平洋有时会出现与上述情况相反的状态，称为拉尼娜现象。拉尼娜（LaNiña）的意思是“小女孩”。拉尼娜现象表现为赤道太平洋东部和中部海表面温度持续异常偏低。通常，这两种现象伴随着全球性气候异常。第五节季风环流（风随季节而变，以印度洋最为显著）印度洋环流：印度洋环流是在印度洋，因季风盛行，因而洋流也产生季节性的改变。在北半球冬季，印度洋中盛行东北季风，因此在阿拉伯海具有由东北向西南的洋流，称为东北季风洋流;在北半球夏季，因西南季风盛行，所以洋流方向转变一百八十度，从西南流向东北，称为西南季风洋流，此种受季风所左右的洋流称为季风洋流(MonsoonCurrent)。第六节大洋环流中长波的作用大洋中的快速响应过程：上层大洋作为一个整体必须以某种方法对风场变化做出调整，大洋中间和东部海水必须能“感知”到西边界，如通过脉冲或波，传递来一个边界存在的信息。这些波作为扰动不仅促使大洋中水响应海岸的存在，而且能将大洋一个区域的风场变化向另一个区域传送，且其速度要比风海流传送快得多。正压波：垂直密度分布不受波通过影响，等压面与等密度面平行，又称为表面波，虽然其运动可以影响很大深度（波长超过大洋深度）。斜压波：垂直密度分布受波传输影响，密度面与等压面斜交，其振幅远大于表面波。波导：是指波只能在里面传播，若波想超过界面则受到折射或反射。开尔文波：（1）向极运动的水体波导和开尔文波，此时大洋东岸可以看成开尔文波的一种波导，开尔文波传导必要条件是压强梯度力和科氏力平衡。（2）赤道波导和开尔文波，在赤道上，科氏力为零，向东传播的科尔文波若向北偏，科氏力会将其向南拉，若向南偏，科氏力则将其向北拉，故开尔文波只能在赤道上行走。罗斯贝变形半径：一般是以开尔文波以波速c、在时间1/f内移动的距离来表征的。也是在科氏力发挥显著作用之前，一个波可能运动的距离。罗斯贝波：也称为行星波。它是一种远小于惯性频率的低频波。它的恢复力既不是重力也不是科氏力，而是科氏力随纬度的变化率，及β。由于位涡𝑓+𝜁𝐷必须守恒，f增加时，水体产生一个顺时针旋转，𝜁为负以补偿f的增量；f减小时，则相反。水体以起始位置前后摆动，并向西传播，便是罗斯贝波。罗斯贝波总是相对气流向西传播，即使流向向东。在中高纬度，风应力变化的信息是通过罗斯贝波向西传播的；在赤道则是通过西向罗斯贝波和东向开尔文波传递风场变化信息的。第七节流的西向强化位涡守恒：𝑓+𝜁𝐷，其中f为行星涡度，𝜁为局地涡度（顺时针为负，逆时针为正），D是水柱运动的深度。Sverdrup理论：确定来自风应力的净流量问题，需考虑风应力和水平压强梯度力。（公式推导手写）Stommel西向强化理论：考虑了一个矩形大洋中对称风场的作用，并且考虑了摩擦的作用。西边界流向北运动，f增加，就导致地转流要右旋，以增加负涡度平衡增加了的行