第五章 海洋环流

第五章海洋环流海流：海水大规模相对稳定流动，是海水重要的普遍运动形式之一。“大规模”是指它的空间尺度大，具有数百、数千千米甚至全球范围的流动；“相对稳定”的含义是在较长的时间内。例如一个月、一季、一年或者多年，其流动方向、速率和流动路径大致相似。海流具三维特征：水平方向；铅直方向流动。由于海洋的水平尺度(数百至数千千米甚至上万千米)远远大于其铅直尺度，因此水平方向的流动远比铅直方向上的流动强得多。尽管后者相当微弱，但它在海洋学中却有其特殊的重要性。习惯上海流水平运动分量狭义地称为海流，而其铅直分量单独命名为上升流和下降流。海洋环流：指海域中的海流形成首尾相接的相对独立的环流系统或流旋。就整个世界大洋而言，海洋环流的时空变化是连续的，它把世界大洋联系在一起，使世界大洋的各种水文、化学要素及热盐状况得以保持长期相对稳定。§5.1海流的成因及表示方法海流形成原因：第一，海面上的风力驱动，形成风生海流。由于海水运动中粘滞性对动量的消耗，这种流动随深度的增大而减弱，直至小到可以忽略，其所涉及的深度通常只为几百米，相对于几千米深的大洋而言是一薄层。第二，海水的温盐变化。因为海水密度的分布与变化直接受温度、盐度的支配，而密度的分布又决定了海洋压力场的结构。海洋中的等压面往往是倾斜的，即等压面与等势面并不一致，这就在水平方向上产生了一种引起海水流动的力，从而导致了海流的形成。海面上的增密效应又可直接地引起海水在铅直方向上的运动。海流形成之后，由于海水的连续性，在海水产生辐散或辐聚的地方，将导致升、降流的形成。根据海水受力情况及其成因等，从不同角度对海流分类和命名。由风引起的海流称为风海流或漂流，由温盐变化引起的称为热盐环流；从受力情况分又有地转流、惯性流；考虑发生的区域不同，又有洋流、陆架流、赤道流、东西边界流。描述海水运动的方法：一是拉格朗日方法，是跟踪水质点以描述它的时空变化，这种方法实现起来比较困难，但近代用漂流瓶以及中性浮子等追踪流迹，可近似地了解流的变化规律。二是欧拉方法，通常多用来测量和描述海流，即在海洋中某些站点同时对海流进行观测，依测量结果，用矢量表示海流的速度大小和方向，绘制流线图来描述流场中速度的分布。如果流场不随时间而变化，那么流线也就代表了水质点的运动轨迹。海流流速单位：m/s；流向以地理方位角表示，指海水流去的方向。例如，海水以0.10m/s的速度向北流去，则流向记为0°(北)，向东流动则为90°，向南流动为180°，向西流动为270°。而流向与风向的定义恰恰相反，风向指风吹来的方向。绘制海流图时常用箭矢符号，矢长度表示流速大小，箭头方向表示流向。5.2海流运动方程海水的各种运动都是在力的作用下产生的，其运动规律同其它物体的运动规律一样，遵循牛顿运动定律和质量守恒定律。为达到定量地研究海水运动规律，以下将简要地介绍一下海水的运动方程、连续方程以及求解方程的边界条件等。5.2.1运动方程所谓海水运动方程，实际上就是牛顿第二运动定律在海洋中的具体应用。作用在海水上的力可分为两大类：（一）引起海水运动的力，诸如重力、压强梯度力、风应力、引潮力等；（二）海水运动后所派生出来的力，如地转偏向力(CoriolisForce，亦称为科氏力)、摩擦力等。一、重力、重力位势地球上任何物体都受重力的作用，当然海水也不例外。重力：地心引力与地球自转所产生的惯性离心力的合力。据此计算，海面上从赤道到极地重力加速度之差仅为0.052m/s2，在=45°处，海面与10km深处的重力加速度之差约为0.031m/s2。因此在海洋研究中，一般把g视为常量，取为9.80m/s2，已可满足要求。对于静态的海洋，重力处处与海面垂直，此时的海面称为海平面。处处与重力垂直的面也称为水平面。重力位势：从一个水平面逆重力方向移动单位物体到某一高度所做的功。静态海洋的表面是一个等势面。从上等势面向下计算的位势差称为位势深度。反之，从下等势面向上计算的位势差称位势高度。二、压强梯度力、海洋压力场海洋中压力处处相等的面称为等压面。海洋学中把海面视为海压为零的等压面(以往称为一个大气压，平均为1013.25hPa)。在静态的海洋中，当海水密度为常数或者只是深度的函数时，海洋中压力的变化也只是深度的函数，此时海洋中的等压面必然是水平的，即与等势面平行。这种压力场称为正压场。根据牛顿运动定律，当海水静止时，水质点所受到的合力必然为零。但海水却总是处在重力的作用之下，且指向下方。由此可以推断，一定还存在一个与重力方向相反的，与重力量值相等的力与其平衡。它与压强梯度成比例，故称其为压强梯度力。它与等压面垂直，且指向压力而言。图5—1a表示了正压场中压强梯度力与重力平衡的情况。当海水密度不为常数，特别在水平方向上存在明显差异时(或者由于外部的原因)，此时等压面相对于等势面将会发生倾斜，这种压力场称为斜压场。如图5—1b所示。三、地转偏向力(科氏力，CoriolisForce)研究地球上海水或者大气的大规模运动时，必须考虑地球自转效应，或称为科氏效应。把参考坐标取在固定的地表，由于地球不停地在以平均角速度ω=7.292×10-5rad/s绕轴线自西向东自转，参考坐标系也在不断地旋转，因此它是一个非惯性系统。在研究海水运动时，必须引进由于地球自转所产生的惯性力，方能直接应用牛顿运动定律作为工具，从而阐明其运动规律。这个力即称为地转偏向力或称科氏力。由于地球绕轴自转，在赤道处的地面便具有约464m/s自西向东的线速度，向两极方向随纬度的增高逐渐减小，在纬度30°处约为402m/s，60°处约为232m/s，两极为零。假定有一物体从赤道沿经圈向高纬(向南或者向北)运动，由于保持其在赤道所具有的较大自西向东的线速度，因此，地面上的观察者会看到，它的运动轨道相对原来的经圈不断向东偏移。在从高纬向赤道沿经圈方向运动的过程中，由于保持其在高纬处所具有的较小的自西向东的线速度，因此其运动轨道不断地偏向西。在讨论海水运动时，把上述现象的原因视为由科氏力引起的。当物体沿纬圈作东西方向运动时，也要受到科氏力的影响。除赤道上之外，沿纬圈向东运动的物体，其运动轨道向赤道方向偏移，而向西运动物体的轨道则向高纬方向偏移。一个被海水覆盖旋转的地球。海水被重力吸引在地面上，但由于地转所产生的惯性离心力使其稍有变形。在两极稍为扁平，在赤道处稍为膨胀，与地球各纬度的自转速度处在平衡状态中。不妨把水面的这种变形理解为是一种由两极指向赤道方向的力引起的。它是由于地球绕轴旋转时所产生的惯性离心力从两极至赤道逐渐增大所致。它指向惯性离心力增大的方向。由于地球向东旋转，这样在地球上向东运动的水质点，其线速度要比地球的旋转线速度快一点，这一速度增量使作用在水质点上的惯性离心力增大。水质点将要受一个指向赤道方向的力，使其在运动过程中的轨道不断偏移。反之，当水质点向西运动时，其线速度将比地球的稍慢一点，这一负增量使作用于水质点上的惯性离心力减小，导致水质点向极方向的一个力。科氏力的基本性质：只有当物体相对地球运动时才会产生；如果人们沿物体运动的方向看，在北半球它垂直指向物体运动的右方，在南半球恰恰相反，即指向左方；科氏力只能改变物体的运动方向，而不能改变物体运动。理论上：科氏力在赤道上为零。对海洋环流而言，科氏力与引起海水运动的压强梯度力相比量级相当，是研究海洋环流时应考虑的基本力。研究海区纬度跨度不大，此时科氏参量f可视为常量。f为常数的平面称为“f—平面”；当研究大范围的海水运动时，必须考虑科氏力的影响。四、切应力切应力是当两层流体作相对运动时，由于分子粘滞性，在其界面上产生的一种切向作用力。它与垂直两层流体界面方向上的速度梯度成正比。因此，当两层流体以相同的速度运动或者处在静止状态时，是不会产生切应力的。海面上的风与海水之间的切应力，称为海面风应力，它能将大气动量输送给海水，是大气向海洋输送动量的重要方式之一。实际海洋中的海水运动总是处于湍流状态。由湍流运动所导致的运动学湍流应力比分子粘性引起的分子粘性应力大很多量级。在海洋中，由于海水在水平方向的运动尺度比铅直方向上的大得多，所以水平方向上的湍流粘滞系数Kx与Ky比铅直方向上的Kz也大得多。但鉴于海洋要素的水平梯度远小于铅直梯度，因此铅直方向上的湍流对海洋中的热量、动量及质量的交换起着更重要的作用。五、引潮力及其它引潮力是日、月等天体对地球的引力以及它们之间作相对运动时所产生的其它的力共同合成的一种力。它能引起海面的升降与海水在水平方向上的周期性流动。关于引潮力的确切定义、产生的机理及其解析表达式等，将在第七章中介绍。另外，引起海水运动的力还可以来自火山爆发和地震等。5.2.2连续方程所谓连续方程实质上是物理学中的质量守恒定律在流体中的应用。即流体在运动过程中，它的总质量既不会自行产生，也不会自行消失。因为海水受压力效应与热力效应影响，其密度(或者体积)是可改变的，但不能增加海水的质量。在动力海洋学研究中，常把海水作为不可压缩流体处理，即在流动过程中海水微团的形状可以变化，但其体积不会发生变化，从而海水的密度(质量)不会发生变化。5.2.3边界条件研究海洋环流时要考虑：海岸与海底的固体边界；与大气之间的流体边界，它们构成与海水之间的不连续面。在运用运动方程和连续方程讨论海水的运动时，在边界上应附以边界条件。例如在海岸与海底，由于它们的限制，海水垂直于边界的运动速度必然为零，至多只能存在与边界相切的速度。由于海水与海底的摩擦作用，离边界越近的海水运动速度应该越小，在边界上的运动速度理论上也应当为零。在海—气界面这一海面边界上，大气压力、风应力等，直接作用于海面，然后通过海面影响下部海水。这些规定边界上海水受力所遵循的条件，称为动力学边界条件。另外，在研究局部海区的环流时，往往还需考虑与其毗连的海水的侧向边界条件。海水的真实运动规律是十分复杂的，实际工作中，人们往往采取各种近似或假定，对各种条件加以简化，从不同角度分别对海水运动情况进行讨论，从而阐明海水运动的基本规律。5.3地转流在水平压强梯度力的作用下，海水将在受力的方向上产生运动。与此同时科氏力便相应起作用，不断地改变海水流动的方向，直至水平压强梯度力与科氏力大小相等方向相反取得平衡时，海水的流动便达到稳定状态。若不考虑海水的湍应力和其它能够影响海水流动的因素，则这种水平压强梯度力与科氏力取得平衡时的定常流动，称为地转流。由内压场导致之地转流，一般随深度的增加流速逐步减小，直到等压面与等势面平行的深度上流速为零；其流向也不尽相同，有时称其为密度流。由外压场导致的地转流，自表层至海底(除海底摩擦层外)，流速流向相同，有时称其为倾斜流。5.3.1地转方程及其解地转流向沿y轴方向，且在等压面与等势面的交线上流动。在北半球垂直于压强梯度力指向右方，当观测者顺流而立时，右侧等压面高，左侧低。即等压面自左下方向右上方倾斜。在南半球则与之相反。在整个海洋中由内压场与外压场导致的地转流却具有其特定的分布形式。由内压场导致之地转流，一般随深度的增加流速逐步减小，直到等压面与等势面平行的深度上流速为零；其流向也不尽相同，有时称其为密度流。由外压场导致的地转流，自表层至海底(除海底摩擦层外)，流速流向相同，有时称其为倾斜流。5.3.2地转流场与密度场、质量场之间的关系海洋中的密度变化是连续的，因此，由于海水密度分布不均匀产生斜压场引起的地转流场的变化也应当是连续的。当上层流速大于下层流速时，顺流而立，则在北半球密度小的海水在右侧，密度大的海水在左侧，等压面自左向右上倾斜。在南半球则相反。海水密度，特别在大洋上层，其水平分布主要由温盐决定，因此等密面的倾斜方向通常与等温面和等盐面的倾斜方向相同，从而与等压面的倾斜方向相反。实际工作中常常可以根据等温面(线)或等盐面(线)的倾斜方向定性地推知地转流的方向。5.3.3地转流的动力计算方法(海兰—汉森公式)