大洋環流總結一、 描述世界大洋的風場和環流場1、 太平洋風場：a、 風場分布，在低緯和極地附近大致是東風帶，而在中緯是西風帶。b、 太平洋年平均風場南北不對稱，太平洋的輻合帶（ITCZ）在北半球，可以看作太平洋的南北風的的分界線，而不是理想的赤道分界線。環流：a、 中低緯度海區，以副熱帶海區為中心的大洋環流，北順南逆。b、 北半球中高緯度海區逆時針方向環流，南極大陸外圍，西風漂流。c、 存在南北赤道流及北赤道逆流，北赤道逆流是南北赤道流的分界線，太平洋流南北不對稱，南赤道流越過赤道。d、 東西邊界流不對稱，西強東弱，西窄東寬，西邊界流包括黑潮和東澳大利亞海流，東邊界流主要有加利福尼亞寒流和秘魯海流，其中黑潮最強。2、 大西洋風場：a、 低緯和極地附近大致是東風帶，而在中緯是西風帶。b、 大西洋南半球風場南北分量較強，原因是大西洋東西較窄。環流：a、 基本洋流赤道流系和南北海盆的副熱帶環流與太平洋類似。b、 北大西洋流系主要有北赤道流、灣流、亞述爾海流和加那利海流，其中是最強的西邊界流。c、 南大西洋流系主要有南赤道流、巳西海流、南大西洋流和本格拉海流。d、 巳西海流遠小于北大西洋的灣流，原因是南赤道流大部分進入北大西洋。3、 印度洋風場：a、在三大洋中，唯獨北印度洋與眾不同，在冬、夏季風作用下形成季風環流，簡稱“夏順冬逆”。環流：a、 冬季盛行東北季風，形成北印度洋的逆時針環流。b、 夏季西南季風盛行，西邊界流是索馬里寒流，北印度洋地區環流是順時針的。c、 南部洋流基本穩定，形成印度洋南部的逆時針環流。d、 南印度洋的東邊界流是暖流，與風向相反。二、 基本概念1、 科氏參數由于地球是自轉的，考慮地轉，引入科氏參數f=2O?sin。2、 Rossiby數判斷運動尺度大小的參數，7?0=—,Ro?1是大尺度運動。物理意義 龍u-■慣性J貝/科氏力：Ro=—"UL

■旋轉時間尺度/平流時間尺度Ro=：/4?相對速度/牽連速度 Ro=U/fL■相對渦度/牽連渦度Ro=—/fI—i3、正壓運動正壓海洋：等密度面和等壓力面平行▽qx^p=o。泰勒-普勞德曼定理：渦度方程中如果運動達到定常狀態，同時外力作用可以忽略（大尺度運動），斜壓項為0（正壓流體），設流體不可壓，忽略相對渦度得u二0,得——=0,即流體在某一高度垂直高度速度為0,在所有高度速度都為0,運dz動為二維的，可描寫為柱狀運動。斜壓海洋：斜壓海洋：等密度面和等壓力而不平行▽px^p/o。f.Vu-JV.u=-^L簡化后,f.Vu-JV.u=-^L簡化后,=碧魯忽略（大尺度運動），￡S 1dpdp如 p-ozox熱成風關系構建了垂直流速的變化和水平密度（溫度）變化之間的關系，是大洋中非常重要的流速和密度（溫度）的關系式。熱成風關系的應用：a、根據大洋內部的垂向密度分布利用熱成風推斷北赤道流和逆流的方向，西邊界流和東邊界流的方向。p-sect15027262524232221

p-sect15027262524232221>-o?—-<o?f-^―=—— >-0,假設海底流速為0,U為正值，流動向dydz 亥P'亥dy東，反之，U為負值，流動向西，即東西方向的流速是由南北方向的密度梯度決定，而南北方向的流速是由東西方向密度的梯度決定。在赤道處等深密度小，因此赤道潛流向西流動b、在赤道即使史較小，由于f很小，根據-/7T=~ ，流速也較大。三、渦度方程-=^= ?Vw-V?m+V/?xVp+Vx—渦度方程表明：渦度的變化由內因、dtdt p- p斜壓作用和外因共同決定，絕對渦度的變化和相對渦度的變化一樣。a、內部作用主要表現在流體柱的垂直流速剪切導致渦度變化句和流體柱的輻合輻散導致渦度變化。 8 -[du湖]du一+—dxdydi(-rdvr一+J^adu一+—dxdydi(-rdvr一+J^a一~kc°adzJadza=&內部作用導致渦度變化——愣次定律背景渦度向上背景渦度通量減少 產生向上相對渦度背景渦度向上垂直速度剪切導致流體柱傾斜背景渦度向外輻合導致流體柱面積縮小月彌補背景渦建化誘生逆時針的環流垂直速度剪切導致流體柱傾斜背景渦度向外輻合導致流體柱面積縮小背景渦度通量減少產生向外相對渦度彌補背景渦建化誘生逆時針的環流背景渦度通量減少流體運動導致的渦度變化類似于磁場中線運動導致的感應磁場和感應電流變化攵Ii I MMHIMM MMb、斜壓作用表現在

渦度變化原因2斜床作用渦度變化原因2斜床作用斜JI、作川H至攵渦度的變化類似J-內部作用，山詁川J愣次定律四、位渦方程和位渦守恒1、準地轉位渦方程+（u-^+v4-^q=f0^-+curlF或空+J（#,g）=c"沂，如果外力忽\ox cy） oz dt=0,則位渦守恒。2、 Kelvin定理：#^=0，得；（很+2OsinQl）=二~[《+Q4]=0,由于at dt dtHA—const，所以§（，二'）=。（位渦守恒）3、 位渦守恒的應用 dtHa、 f變化不大時，流體沿著等深線運動。b、 h變化不大時，流體沿著緯線運動。c、 當流體遇到地形變化時，相對渦度變化來平衡地形變化導致的位渦改變。d、 赤道潛流的形成。赤道外，位渦為： 赤道上，位渦為：上HH HH所以赤道上的相對渦度很大。=多-段U-半，形成赤道上東西方向流動的赤道潛流 鑫傳評五、 Rossby波1、位渦守恒和位渦梯度的存在是Rossby波形成的機制，當產生一個北向的擾動時，f增大，由=const知〈減小，產生順時針渦旋，帶動西邊水團向北運動，產生向西的H波動。 -2、頻散關系刃=—— ，Rossby波是頻散波，頻散波就是相速度和群速度不相K7 22_2等，相速度c=—= 少 群速度c 一垢）。相速度都向西，群kK、篇 "（K、疔）2速度長波向西，短波可以向東。六、 Sverdmp理論

/o+介+吟+1、Sverdnip關系/o+介+吟+dt\Hgdxdydydx*d\v=fQ—+curlFoz假定運動定常，忽略相對渦度和海面海底變化，忽略風應力作用（Ekman層以下）：TOC\o"1-5"\h\zdz a aovv owSverdmp關系的物理意義：其實質是位渦守恒，當史y0,^v=/— <0\o"CurrentDocument"dz dzdvv向南運動，由位渦守恒也可得出流體向南運動（=yO,水柱壓縮，f減小，向南運動），Sverdnip關系只在地轉層成立。 七2、Sverdnip平衡考慮上下面摩擦作用，積分Sverdnip關系，假定垂直流速為0,得:fO Tpvs三p\vdz=curl一 Sverdnip平衡J" PoSverdnip平衡給出了經向流速和風應力的關系，是大洋環流中非常重要的理論。0Wg+Ve）="s，體現了從海表到海底的總輸運，即Sverdnip輸運等于Ekinan輸運和地轉輸運之和。3、Sverdrup理論的局限Sverdnip關系僅在大洋Ekman層以下，且不是海底和大洋邊界時成立。Sveidiup平衡要求在海底、海表W=0,且海底和海表無起伏，海底應力忽略，較脆弱，Sverdnip理論只能回答大洋內區的流場分布，無法解決西邊界流問題。七、西向強化說明無量綱形式準地磚位渦方程言+&/（〃, ）+?匕=吧一 +取P中造成西向強化的原因，并解釋慣性理論為什么不能用與解釋兩個西邊界流的形成。造成西向強化的原因，并解釋慣性理論為什么不能用與解釋兩個西邊界流的形成。5.:慣性西邊界層厚度，如：Stonuna1邊界層厚度，Munk邊界層厚度。忽略海底地形、海面起伏和海底的垂直速度，在Ekman層以下的地轉層內方程變為:§vW§vW+sJ板,v>)+孚=dt dxwc-//VV+W1、Stonmia1西向強化理論,得出方效應是造假定底摩擦最重要，忽略其他項，只保留Beta項：成西向強化的主要原因。,得出方效應是造2、Muiik西向強化理論假定側摩擦最重要，忽略其他項，只保留Beta項：駕業=0"dx4"axMunk解不僅可以得到西邊界流，還可以解出回流區。3、慣性西邊界層理論 、假定慣性項也就是非線性項重要： J（y/^+fiy）=O其中＜=也物理上更切合實際。 dx2不足：-只是一個部分的不完全解，只在內區流動向西的區域中存在。-不能滿足在x=0處的第二個邊界條件。西向強化總結:a/ 、十慣性西邊界層理論a/ 、十慣性西邊界層理論西邊界層理論M,認nk西邊界

層理論己，以2=°己，以2=°a、 Beta效應的存在是東西不對稱的主要原因。b、 Rossby波在西邊界的反射（能量來源）。C、陸地邊界存在（摩擦的作用）。d、質量守恒（平衡Sverdnip內區解）。八、一層半模式1、一層半模式又稱為約化重力模式，假定海洋被溫躍層分加以，流勸只發生任海洋，卜層流體靜止旦無限深。一層半模式的一個重要結論:海面起伏和次表層溫躍層起伏方向相反，量級相差3個左右。2、溫躍層形成原因：a、 海表面負的風應力旋度造成海表面高度的變化（根據Sverdnip理論，從東邊界開始積分風應力旋度，計算自東向西的每一點流函數，得到海面起伏的分布）。b、 由一層半模式知，海表面最高的地方就是溫躍層最深的地方。

九、熱鹽環流..?Stmmel.Arons理論（純動力學）1、 Stommel和Aron把Sverdrup平衡用于大洋深層，這里的驅動是上下層間的沉降驅動。aw fw wci對Pv=f——垂直積分得："=二即i/=工tan。，由此得：只要、助＞0,內區dz HH的徑向流動就是向極地的，質量守恒要求存在一個深層反向的西邊界流。2、 缺陷是忽略了對熱鹽環流影響很大的地形作用，在AABW深度處并不明顯，而且內區流并不是徑向流占優，相反是緯向流很大。十、Stonune1雙盒模式（純熱力學）1、設計了一個由兩條管子連接的由兩個盒子組成的簡單模式，溫度和鹽度是由松弛條件驅動的，流率q由兩容器間的密度差決定，由溫鹽守恒定律可得：$=d(S*_S)-|2很$=d(S*_S)-|2很（方程可略）P=Pq(1-oT+/3S)定義了三個無量綱參數：3=-2= 'kR=^-，當A=2,5=1/6,4=1/5c'[4p0aTj，oT2、對應著三種可能的熱鹽模態。1） 溫度控制的穩定狀態，有著相對快的環流2） 鹽度控制的穩定狀態，相對慢的環流。3） 不穩定狀態，任何的小擾動都會使系統偏離此狀態。當A=2,5=1,4=1/5 系統只有一個平衡點，即只有一個模態。3、鹽度和溫度的松弛時間差異很大使得系統呈現多重解現象，當R接近1時（即溫度和鹽度的松弛時間相當），這種多重解就不再存在了。許多其他復雜模型里發現的熱鹽環流的多重解和災難變化等可以很好地得到解釋。舊理論的問題：a、 Stoimnal雙盒理論雖然比較成功，但是他定義了一個人為的混合系數，同時假定環流強度由南北海水密度差決定，是純熱力學。b、 Stonimal和Aion理論假定深層海洋的上升流通過Sverdnip關系驅動深層環流，是純動力學。c、 上述兩個理論都需要很多假定，而且二者并不互相包容，甚至相反。H^一、從恢復機制和傳播特性上談談為什么pomcare和kelvin波是重力波，而Rossby波不是重力波，并根據Rossbv波的頻散關系口=-一，討論(1)長Rossbv波和短K。+Lj+1-Rossby波是頻散還是非頻散波，哪一種更容易在海洋中存在(2)Rossby的緯向傳播有什麼特點，原因是什么？位渦梯度的存在是Rossby波的恢復機制，pomcare和kelvin波的恢復力是重力，kelvin波的波速就是重力波波速，至于pomcare波的波速當f取為0時也是重力波波速，rossby是頻散波，而另外兩個都是非頻散波，這與重力波也相同。Rossby波的頻散關系a)=Uk—，廠七K-+垢Rossby波的頻率及相速度都依賴于波數，因此是頻散波。Rossby波是低頻波。Rossby波僅當有位渦梯度存在時才能發生，即位渦梯度是產生Rossby波的必要條件。Rossby波的形成機制：位渦守恒和位渦梯度的存在是Rossby波形成的機制Rossby波的相速度和群速度：學=(/一淫尸，喝=算=2七'二頃kK-+垢dk(K-+LQ-假定U=0,不存在基本流的作用，Rossby波的相速度都是向西的，反映了旋轉的存在導致的東西不對稱；Rossby波的群速度長波也都是向西的，短波可以向東。簡單談談形成目前全球熱鹽環流的原因，并解釋一下熱鹽環流的一些運動特點(比如內去流動都指向高緯度的深水形成區，有比較明顯的西邊節流)由于海面受熱不均、蒸發降水不均勻所產生溫度和鹽度變化所致密度分布不均勻形成的熱力學海流，這種由于密度梯度驅動的洋流，稱之為熱鹽環流v=^tandStommel-Arons(I960)理論：Hjr0<。<—即為北半球if%>0thenr>02jr——<0<0即為南半球，if%>0thenr<020=0即為赤道，f=0-艮L只要％>o,內區的徑向流動就是向極地的。而質量守恒要求存在一個深層西邊界