第五章海洋環(huán)流

1、第五章第五章 海洋環(huán)流海洋環(huán)流 海流是指海水大規(guī)模相對穩(wěn)定的流動，是海水重要的普遍運(yùn)動形式之一。所謂“大規(guī)?！笔侵杆目臻g尺度大，具有數(shù)百、數(shù)千千米甚至全球范圍的流域；“相對穩(wěn)定”的含義是在較長的時間內(nèi)，例如一個月、一季、一年或者多年，其流動方向、速率和流動路徑大致相似。 海流一般是三維的，即不但水平方向流動，而且在鉛直方向上也存在流動，當(dāng)然，由于海洋的水平尺度（數(shù)百至數(shù)千千米甚至上萬千米）遠(yuǎn)遠(yuǎn)大于其鉛直尺度，因此水平方向的流動遠(yuǎn)比鉛直方向上的流動強(qiáng)得多。盡管后者相當(dāng)微弱，但它在海洋學(xué)中卻有其特殊的重要性。習(xí)慣上常把海流的水平運(yùn)動分量狹義地稱為海流，而其鉛直分量單獨(dú)命名為上升流和下降流。 海洋

2、環(huán)流一般是指海域中的海流形成首尾相接的相對獨(dú)立的環(huán)流系統(tǒng)或流旋。就整個世界大洋而言，海洋環(huán)流的時空變化是連續(xù)的，它把世界大洋聯(lián)系在一起，使世界大洋的各種水文、化學(xué)要素及熱鹽狀況得以保持長期相對穩(wěn)定。5.1 海流的成因及海流的成因及表示方法表示方法 海流形成的原因很多，但歸納起來不外乎兩種。第一種原因是海面上的風(fēng)力驅(qū)動，它形成風(fēng)生海流。由于海水運(yùn)動中粘滯性對動量的消耗，這種流動隨深度的增大而減弱，直至小到可以忽略，其所涉及的深度通常只為幾百米，相對于幾千米深的大洋而言是一薄層。海流形成的第二種原因是海水的溫鹽變化。 因?yàn)楹Ｋ芏鹊姆植寂c變化直接受溫、鹽的支配，而密度的分布又決定了海洋壓力場的結(jié)構(gòu)

3、。實(shí)際海洋中的等壓面往往是傾斜的，即等壓面與等勢面并不一致，這就在水平方向上產(chǎn)生了一種引起海水流動的力，從而導(dǎo)致了海流的形成。另外海面上的增密效應(yīng)又可直接地引起海水在鉛直方向上的運(yùn)動。 為了討論方便起見，也可根據(jù)海水受力情況及其成因等，從不同角度對海流分類和命名。例如，由風(fēng)引起的海流稱為風(fēng)海流或漂流，由溫鹽變化引起的稱為熱鹽環(huán)流；從受力情況分又有地轉(zhuǎn)流、慣性流等稱謂；考慮發(fā)生的區(qū)域不同又有洋流、陸架流、赤道流、東西邊界流等。 描述海水運(yùn)動的方法有兩種：一是拉格朗日方法，一是歐拉方法。前者是跟蹤水質(zhì)點(diǎn)以描述它的時空變化，這種方法實(shí)現(xiàn)起來比較困難，但近代用漂流瓶以及中性浮子等追蹤流跡，可近似地了解

4、流的變化規(guī)律。 通常多用歐拉方法來測量和描述海流，即在海洋中某些站點(diǎn)同時對海流進(jìn)行觀測，依測量結(jié)果，用矢量表示海流的速度大小和方向，繪制流線圖來描述流場中速度的分布。如果流場不隨時間而變化，那么流線也就代表了水質(zhì)點(diǎn)的運(yùn)動軌跡。 海流流速的單位，按SI單位制是米每秒，記為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，則流向記為0（北），向東流動則為90，向南流動為180，向西流動為270，流向與風(fēng)向的定義恰恰相反，風(fēng)向指風(fēng)吹來的方向。繪制海流圖時常用箭矢符號，矢長度表示流速大小，箭頭方向表示流向。 5.2 海流運(yùn)動方海流運(yùn)動方程程5.2.1運(yùn)動方程運(yùn)動

5、方程FdtduzyxFdtdwFdtdvFdtdu, 顯然，只要給出作用力，便可由方程了解海水的運(yùn)動狀況。 作用在海水上的力有多種，歸結(jié)起來可分為兩大類：一是引起海水運(yùn)動的力，諸如重力、壓強(qiáng)梯度力、風(fēng)應(yīng)力、引潮力等；另一類是由于海水運(yùn)動后所派生出來的力，如地轉(zhuǎn)偏向力（Coriolis力，亦稱為科氏力）、摩擦力等。以下首先對海水所受各種力加以分析，并給出其解析表達(dá)式。 一、重力、重力位勢 地球上任何物體都受重力的作用，當(dāng)然海水也不例外。所謂重力是地心引力與地球自轉(zhuǎn)所產(chǎn)生的慣性離心力的合力。習(xí)慣上人們將單位質(zhì)量物體所受的重力稱為重力加速度，以g表示，它是地理緯度與從海平面向下算起深度z的函數(shù)。其表

6、達(dá)式為 g=（9.80616-0.025928cos2+0.00069cos22-0.000003086z）m/s2 據(jù)此計(jì)算，海面上從赤道到極地重力加速度之差僅為0.052m/s2，在=45處，海面與10km深處的重力加速度之差約為0.031m/s2。因此在海洋研究中，一般把g視為常量，取為9.80m/s2，已可滿足要求。 對于靜態(tài)的海洋，重力處處與海面垂直，此時的海面稱為海平面。處處與重力垂直的面也稱為水平面。從一個水平面逆重力方向移動單位物體到某一高度所做的功叫做重力位勢，即 d=gdz 式中d為所做的功，dz為物體鉛直移動的距離。聯(lián)結(jié)位勢相等的面稱為等勢面。靜態(tài)海洋的表面是一個等勢面。

7、在海洋學(xué)中，兩個等勢面之間的位勢差常以位勢米（gpm）為單位表示，其定義為 d（gpm）=（1/9.8）gdz （5-4） 二、壓強(qiáng)梯度力、海洋壓力場 海洋中壓力處處相等的面稱為等壓面。海洋學(xué)中把海面視為海壓為零的等壓面（以往稱為一個大氣壓，平均為1013.25hPa）。 在右手直角坐標(biāo)系中，坐標(biāo)原點(diǎn)取在海面，z軸向上為正，那么海面以下-z深度上的壓力則為 p=-gz （5-5） 式中為海水密度。寫成微分形式則有 dp=-gdz （5-6） 此方程稱為流體靜力學(xué)方程。根據(jù)牛頓運(yùn)動定律，當(dāng)海水靜止時，水質(zhì)點(diǎn)所受到的合力必然為零。但海水卻總是處在重力的作用之下，且指向下方。由此可以推斷，一定還存在

8、一個與重力方向相反的，與重力量值相等的力與其平衡。由式（5-6）知，該力為 dzdppG1 當(dāng)海水密度不為常數(shù)，特別在水平方向上存在明顯差異時（或者由于外部的原因），此時等壓面相對于等勢面將會發(fā)生傾斜，這種壓力場稱為斜壓場。如圖5-1b所示。 在斜壓場的情況下，海水質(zhì)點(diǎn)所受的重力與壓強(qiáng)梯度力已不能平衡，由于等壓面的傾斜方向是任意的，所以壓強(qiáng)梯度力一般與重力方向不在同一直線上。其一般表達(dá)式為 （5-8） 三、地轉(zhuǎn)偏向力（科氏力，三、地轉(zhuǎn)偏向力（科氏力，Coriolis Force） 式中f=2sin，稱為科氏參量，它是行星渦度的一種量度。 科氏力的基本性質(zhì)為：只有當(dāng)物體相對地球運(yùn)動時才會產(chǎn)生；如

9、果人們沿物體運(yùn)動的方向看，在北半球它垂直指向物體運(yùn)動的右方，在南半球恰恰相反，即指向左方；科氏力只能改變物體的運(yùn)動方向，而不能改變物體運(yùn)動的速率；水平科氏力的量值與物體運(yùn)動的速率及地理緯度的正弦（sin）成比例，在赤道上為零。 對海洋環(huán)流而言，科氏力與引起海水運(yùn)動的一些力，如壓強(qiáng)梯度力相比量級相當(dāng)，因此它是研究海洋環(huán)流時應(yīng)考慮的基本力。 如研究的海區(qū)緯度跨度不大，此時科氏參量f可視為常量。f為常數(shù)的平面稱為“f平面”；當(dāng)研究大范圍的海水運(yùn)動時，必須考慮科氏力隨緯度的變化，引進(jìn)參量=df/dy項(xiàng)，f隨緯度線性變化的平面稱為“平面”。 四、切應(yīng)力 切應(yīng)力是當(dāng)兩層流體作相對運(yùn)動時，由于分子粘滯性，在

10、其界面上產(chǎn)生的一種切向作用力。它與垂直兩層流體界面方向上的速度梯度成正比，因此，當(dāng)兩層流體以相同的速度運(yùn)動或者處在靜止?fàn)顟B(tài)時，是不會產(chǎn)生切應(yīng)力的。單位面積上所產(chǎn)生的切應(yīng)力為 =dV/dn （5-14） 式中n為界面法線方向，為分子粘滯系數(shù)，它的量值與流體的性質(zhì)有關(guān)，例如油的粘滯系數(shù)就比水的大。 海面上的風(fēng)與海水之間的切應(yīng)力，稱為海面風(fēng)應(yīng)力，它能將大氣動量輸送給海水，是大氣向海洋輸送動量的重要方式之一。風(fēng)應(yīng)力目前只能以經(jīng)驗(yàn)公式給出。 =aa|Wa|Wa 式中a為海面以上空氣的密度，一般取1.225kg/m3；Wa為觀測高度上的風(fēng)速；Ca稱為阻尼系數(shù)（拖曳系數(shù)），它與海面上氣流的運(yùn)動狀態(tài)有關(guān)。在討

11、論海洋與大氣之間的動量交換時，阻尼系數(shù)Ca的確定常常因人而異。目前在數(shù)值計(jì)算中，只能依經(jīng)驗(yàn)取值，不過在量級上差異不大。 為說明方便起見，在右手坐標(biāo)系中，取邊長x，y，z的一塊小立方體的海水（圖5-2），設(shè)海水只沿x方向運(yùn)動，且只在z方向上存在速度梯度du/dz。在上述的假定條件下，小立方體的側(cè)向四個面上的切應(yīng)力為零。其上方的面上所受切應(yīng)力的方向?yàn)檎齲方向，設(shè)其量值為2；下方面上所受切應(yīng)力的方向?yàn)樨?fù)x方向，其量值為1。則上、下兩面所受的總應(yīng)力為（2-1）xy。那么單位體積海水所受的合力為 （2-1）xy/（xyz） =（2-1）/z 將式（5-14）中切應(yīng)力的表達(dá)式代入，并取微分形式則為 在海洋

12、中，由于海水在水平方向的運(yùn)動尺度比鉛直方向上的大得多，所以水平方向上的湍流粘滯系數(shù)Kx與Ky比鉛直方向上的Kz也大得多。但鑒于海洋要素的水平梯度遠(yuǎn)小于鉛直梯度，因此鉛直方向上的湍流對海洋中的熱量、動量及質(zhì)量的交換起著更重要的作用。 五、引潮力及其它 引潮力是日、月等天體對地球的引力以及它們之間作相對運(yùn)動時所產(chǎn)生的其它的力共同合成的一種力。它能引起海面的升降與海水在水平方向上的周期性流動。關(guān)于引潮力的確切定義、產(chǎn)生的機(jī)理及其解析表達(dá)式等，將在第七章中介紹。 另外，引起海水運(yùn)動的力還可以來自火山爆發(fā)和地震等。 “海水加速度=壓力梯度力+科氏力+重力+切應(yīng)力（海面風(fēng)切應(yīng)力和內(nèi)部切應(yīng)力）” 這就是海水

13、運(yùn)動方程的具體形式，在討論海水的不同運(yùn)動形式時，經(jīng)常從實(shí)際情況出發(fā)對方程加以簡化，以便求解。圖5-3 在x方向上流入、流出的情況 5.2.2 連續(xù)方程連續(xù)方程 所謂連續(xù)方程實(shí)質(zhì)上是物理學(xué)中的質(zhì)量守恒定律在流體中的應(yīng)用。即流體在運(yùn)動過程中，它的總質(zhì)量既不會自行產(chǎn)生，也不會自行消失。由此導(dǎo)出連續(xù)方程。 在流動的流體中取邊長分別為x，y，z的小立方體空間（圖5-3），首先考慮平行x軸的流動。小立方體的左邊流速為u，密度為；在右邊流速為u+u，密度為+。后兩項(xiàng)可以近似地寫為u+（u/x）x和+（/x）x。 單位時間流入小立方體的質(zhì)量為： 5.2.3 邊界條件邊界條件 研究海洋環(huán)流時，通常考慮以下幾種邊

14、界，一種是海岸與海底的固體邊界，一種是與大氣之間的流體邊界，它們構(gòu)成與海水之間的不連續(xù)面，因此，在運(yùn)用運(yùn)動方程和連續(xù)方程討論海水的運(yùn)動時，在邊界上應(yīng)附以邊界條件。 例如在海岸與海底，由于它們的限制，海水垂直于邊界的運(yùn)動速度必然為零，至多只能存在與邊界相切的速度。實(shí)際上，由于海水與海底的摩擦作用，離邊界越近的海水運(yùn)動速度應(yīng)該越小，在邊界上的運(yùn)動速度理論上也應(yīng)當(dāng)為零。這些規(guī)定邊界上海水運(yùn)動速度所遵循的條件稱為運(yùn)動學(xué)邊界條件。在大氣和海洋交界面（海面）處的運(yùn)動學(xué)邊界條件為dtd 其中，為海面相對于平均海平面的起伏。 在海氣界面這一海面邊界上，大氣壓力、風(fēng)應(yīng)力等，直接作用于海面，然后通過海面影響下部海

15、水。這些規(guī)定邊界上海水受力所遵循的條件，稱為動力學(xué)邊界條件。 另外，在研究局部海區(qū)的環(huán)流時，往往還需考慮與其毗連的海水的側(cè)向邊界條件。 海水的真實(shí)運(yùn)動規(guī)律是十分復(fù)雜的，實(shí)際工作中，人們往往采取各種近似或假定，對各種條件加以簡化，從不同角度分別對海水運(yùn)動情況進(jìn)行討論，從而闡明海水運(yùn)動的基本規(guī)律。詳見后述。 5.4風(fēng)海流風(fēng)海流 定義：定義：風(fēng)海流是指海面在穩(wěn)定風(fēng)場長時間作用下，當(dāng)垂直湍流引起的水平摩擦力與水平科氏力平衡時，所形成的海水穩(wěn)定流動。 5.4.1 . ?？寺鼰o限深海漂流理論埃克曼無限深海漂流理論 南森(F.Nansen)于1902年觀測到北冰洋中浮冰隨海水運(yùn)動的方向與風(fēng)吹方向不一致，他認(rèn)

16、為這是由于地轉(zhuǎn)效應(yīng)引起的。后來由埃克曼(Ekman,1905)從理論上進(jìn)行了論證，提出了漂流理論，奠定了風(fēng)生海流的理論基礎(chǔ)。 一、基本假定 在北半球穩(wěn)定風(fēng)場長時間作用在無限廣闊、無限深海的海面上，海水密度均勻，海面(等壓面)是水平的；不考慮科氏力隨緯度的變化；只考慮由鉛直湍流導(dǎo)致的水平湍切應(yīng)力，且假定鉛直湍流粘滯系數(shù)Kz為常量。 海水微團(tuán)所受作用力海水微團(tuán)所受作用力 作用在海水微團(tuán)上的可歸結(jié)為兩類：一是主動力，即引起海水運(yùn)動的力，如重力、壓強(qiáng)梯度力、風(fēng)應(yīng)力和引潮力等；二是被動力，即由海水運(yùn)動派生出的力，如科氏力、摩擦力等。 科氏力科氏力 科氏力（又稱地轉(zhuǎn)偏向力）是由地球自轉(zhuǎn)而對運(yùn)動物體產(chǎn)生的作

17、用力，其方向在北半球垂直于物體運(yùn)動方向且指向其右方，南半球正相反；其大小等于物體運(yùn)動速率與科氏參數(shù)之積，即 fVfc fVfcsin2vffVfc 科氏力在x、y及z三個坐標(biāo)軸上的分量依次為：fvfcxfufcy0czf粘性力22zukAz 在上述假定條件下，排除了引起地轉(zhuǎn)流的水平壓強(qiáng)梯度力，排除了海洋陸地邊界的影響，這種流動僅是由風(fēng)應(yīng)力通過海面，借助于水平湍切應(yīng)力向深層傳遞動量而引起的海水的運(yùn)動，在運(yùn)動過程中同時受到科氏力的作用，由于海面無限寬廣，風(fēng)場穩(wěn)定且長時間作用，因此，當(dāng)湍切應(yīng)力與科氏力取得平衡時，海流將趨于穩(wěn)定狀態(tài)。運(yùn)動方程、邊界條件及解的形式按照上述的假定，運(yùn)動方程形式簡化為邊界條

18、件時當(dāng)時當(dāng)zvuzzvKzyx00, 0上述方程解為)45sin()45cos(00azeVvazeVuazazzKasinsin20zyKV 海面流速大?。?北半球純漂流的鉛直結(jié)構(gòu) 風(fēng)海流特征風(fēng)海流特征 首先，海面流速大小正比于海面風(fēng)應(yīng)力，反比于垂直湍流摩擦系數(shù)和地理緯度正弦的平方根；流向與軸成45角，即偏于風(fēng)矢量之右45角，南半球則為風(fēng)向之左。 其次，海面以下流速大小，隨深度增加，則按指數(shù)減??；流向與軸的夾角，隨深度增加，不斷減小，即相對于風(fēng)矢量逐漸右偏，南半球則為左偏。 在流速公式中含有湍流粘滯系數(shù)Kz，Kz量值如何確定，目前尚無統(tǒng)一方法。?？寺鶕?jù)大量觀測資料，確定了表面流速V0與風(fēng)速

19、W之間的經(jīng)驗(yàn)關(guān)系為:摩擦深度 摩擦深度D與風(fēng)速W之間的關(guān)系為 :D=淺海風(fēng)海流的基本特征淺海風(fēng)海流的基本特征 偏向角偏向角與與h/D的關(guān)系。的關(guān)系。 當(dāng)當(dāng)h/D2時，則可作為無限深海的情況處時，則可作為無限深海的情況處理理.5.4.3風(fēng)海流的體積運(yùn)輸風(fēng)海流的體積運(yùn)輸 雖然由風(fēng)引起海水流動的速度大小和方向各層都不相同，但自表面至流動消失處的海水總運(yùn)輸量可由下列積分計(jì)算。在x與y方向上，垂直通過單位寬度，自表面至流動消失處的體積運(yùn)輸總量分別為:5.4.4上升流與下降流上升流與下降流 上升流是指海水從深層向上涌升，下降流是指海水自上層下沉的鉛直向流動。 與岸平行的風(fēng)能導(dǎo)致岸邊海水最大的輻聚或輻散。

20、例如，秘魯和美國加利福尼亞沿岸分別為強(qiáng)勁的東南信風(fēng)與東北信風(fēng)，沿海岸向赤道方向吹，由于漂流的體積運(yùn)輸使海水離岸而去，因此下層海水涌升到海洋上層，形成了世界上有名的上升流區(qū)。 在赤道附近海域，由于信風(fēng)跨越赤道，所以在赤道兩側(cè)所引起的海水體積運(yùn)輸方向相反而離開赤道，從而引起了赤道表層海水的輻散，形成上升流。 大洋中由于風(fēng)場的不均勻也可產(chǎn)生升降流。表層海水的輻散與輻聚與風(fēng)應(yīng)力的水平渦度有關(guān)，其關(guān)系為 當(dāng)散度為正值時，海水輻散，產(chǎn)生上升流；當(dāng)散度為負(fù)值時，海水輻聚，產(chǎn)生下降流。 臺風(fēng)(熱帶氣旋)經(jīng)過的海域表層觀測到“冷尾跡”，即由于下層低溫水上升到海面而導(dǎo)致的降溫。 5.4.5近岸流的基本特征近岸流的

21、基本特征 在比較陡峭的近岸，如果水深大于摩擦深度的兩倍，當(dāng)風(fēng)沿岸邊吹時(或有沿岸分量)，則近岸海流自表至底可能存在三層流動結(jié)構(gòu)：表層流、中層流和底層流.5.3 地地 轉(zhuǎn)轉(zhuǎn) 流流 在水平壓強(qiáng)梯度力的作用下，海水將在受力的方向上產(chǎn)生運(yùn)動。與此同時科氏力便相應(yīng)起作用，不斷地改變海水流動的方向，直至水平壓強(qiáng)梯度力與科氏力大小相等方向相反取得平衡時，海水的流動便達(dá)到穩(wěn)定狀態(tài)。若不考慮海水的湍應(yīng)力和其它能夠影響海水流動的因素，則這種水平壓強(qiáng)梯度力與科氏力取得平衡時的定常流動，稱為地轉(zhuǎn)流。地轉(zhuǎn)方程及其解地轉(zhuǎn)方程及其解 為討論簡便起見，設(shè)等壓面只沿直角坐標(biāo)系的x軸方向傾斜，它與等勢面的夾角為，如圖5-4所示。

22、此時海水運(yùn)動方程簡化為圖5-4 北半球水平壓強(qiáng)梯度力和科氏力平衡時的穩(wěn)定海流 式（5-26）給出了上述特殊情況下的地轉(zhuǎn)流速公式。它與等壓面傾角的正切成正比。與科氏參量成反比。在赤道處=0，因而f=0，故式（5-26）不適用于此處。 上述情況中，地轉(zhuǎn)流向沿y軸方向，且在等壓面與等勢面的交線上流動。在北半球垂直于壓強(qiáng)梯度力指向右方，當(dāng)觀測者順流而立時，右側(cè)等壓面高，左側(cè)低。即等壓面自左下方向右上方傾斜。在南半球則與之相反。5.5 世界大洋環(huán)流和水團(tuán)分布世界大洋環(huán)流和水團(tuán)分布 繼艾克曼漂流理論之后，許多學(xué)者根據(jù)大洋上的實(shí)際風(fēng)場特征，并同時考慮到科氏力隨緯度的變化這一事實(shí)以及大洋岸邊的摩擦作用，模擬不

23、同大洋形狀，進(jìn)行了各種實(shí)驗(yàn)，對整個世界大洋環(huán)流進(jìn)行了研究。 早在1948年，斯托梅爾（H.Stommel）就根據(jù)海面上風(fēng)應(yīng)力并考慮到鉛直湍流摩擦力及科氏力等的平衡關(guān)系進(jìn)行了研究。得出了如圖5-12所示的均質(zhì)大洋環(huán)流結(jié)構(gòu)：圖中（a）是科氏力為零或?yàn)槌?shù)的環(huán)流結(jié)構(gòu)，而圖中（b）是科氏力隨緯度增高而增大時的環(huán)流結(jié)構(gòu)。試驗(yàn)中，他假定大洋為等深的矩形，位于赤道一側(cè)，風(fēng)應(yīng)力隨緯度而變化，分別計(jì)算了三種不同平衡條件下的流場。（1）當(dāng)科氏力為零時，即只考慮風(fēng)應(yīng)力與湍流切應(yīng)力平衡時的海流情形；（2）當(dāng)科氏力為常數(shù)時的情況與（1）相似，即流線都是對稱的，如圖5-12中（a）；（3）考慮科氏力隨緯度變化時，所得的流

24、線型與大洋流場一個主要特征十分相似，如圖5-12（b），即在大洋西岸流線密集、流速大;而大洋東岸，流線稀疏、流速小。這種現(xiàn)象被稱為洋流西向強(qiáng)化。圖5-12 風(fēng)生大洋環(huán)流模式（a）科氏力為零或常量 （b）科氏力隨緯度增高而增大（Pond et. al.， 1983） 可見，科氏參量隨緯度的變化率 是引起洋流西向強(qiáng)化的主要原因。北太平洋的黑潮，北大西洋的灣流以及印度洋的莫三比克海流均體現(xiàn)了這種西向強(qiáng)化的明顯特征，即流幅窄、流速加快。 后來蒙克（W. H. Munk）等人又考慮了均質(zhì)大洋邊界側(cè)向摩擦力的作用，視北太平洋為三角形大洋，獲得了圖5-13流線分布。它與北太平洋實(shí)測海流矢量流線圖頗為相似，也

25、指出了大洋環(huán)流的緯向分布與海面上平均風(fēng)場的緯向分布相 圖5-13 大洋環(huán)流的一種模型 5.5.2 熱鹽環(huán)流熱鹽環(huán)流 由風(fēng)驅(qū)動形成的風(fēng)生環(huán)流，主要表現(xiàn)在大洋的上層。由溫、鹽變化引起的環(huán)流常被稱為熱鹽環(huán)流，相對而言，它在大洋中下層占主導(dǎo)地位。熱鹽環(huán)流相對風(fēng)生環(huán)流而言其流動是緩慢的，但它是形成大洋的中下層溫、鹽分布特征及海洋層化結(jié)構(gòu)的主要原因?？梢哉f它具有全球大洋的空間尺度。圖5-14 大洋中溫鹽分布可通過表層海水帶著自己的特性沿等密面下沉的結(jié)果來說明圖5-16 三大洋23月表層環(huán)流圖5.5.3世界大洋環(huán)流和水團(tuán)分布世界大洋環(huán)流和水團(tuán)分布 一、世界大洋上層主要水平環(huán)流 世界大洋上層環(huán)流的總特征可以用

26、風(fēng)生環(huán)流理論加以解釋。太平洋與大西洋的環(huán)流型有相似之處：在南北半球都存在一個與副熱帶高壓對應(yīng)的巨大反氣旋式大環(huán)流（北半球?yàn)轫槙r針方向，南半球?yàn)槟鏁r針方向）；在它們之間為赤道逆流；兩大洋北半球的西邊界流（在大西洋稱為灣流，在太平洋稱為黑潮）都非常強(qiáng)大，而南半球的西邊界流（巴西海流與東澳海流）則較弱；北太平洋與北大西洋沿洋盆西側(cè)都有來自北方的寒流；在主渦旋北部有一小型氣旋式環(huán)流。 各大洋環(huán)流型的差別是由它們的幾何形狀不同造成的。印度洋南部的環(huán)流型，在總的特征上與南太平洋和南大西洋的環(huán)流型相似，而北部則為季風(fēng)型環(huán)流，冬夏兩半年環(huán)流方向相反。在南半球的高緯海區(qū)，與西風(fēng)帶相對應(yīng)為一支強(qiáng)大的自西向東繞極流

27、。另外在靠近南極大陸沿岸尚存在一支自東向西的繞極風(fēng)生流（圖5-15）。 （一）赤道流系 與兩半球信風(fēng)帶對應(yīng)的分別為西向的南赤道流與北赤道流，亦稱信風(fēng)流。這是兩支比較穩(wěn)定的由信風(fēng)引起的風(fēng)生漂流，它們都是南北半球巨大氣旋式環(huán)流的一個組成部分。在南北信風(fēng)流之間與赤道無風(fēng)帶相對應(yīng)是一支向東運(yùn)動的赤道逆流，流幅約300500km。由于赤道無風(fēng)帶的平均位置在310N之間，因此南北赤道流也與赤道不對稱。夏季（8月），北赤道流約在10N與2025N之間，南赤道流約在3N與20S之間。冬季則稍偏南。 赤道流自東向西逐漸加強(qiáng)。在洋盆邊緣不論赤道逆流或信風(fēng)流都變得更為復(fù)雜。赤道流系主要局限在表面以下到100300m

28、的上層，平均流速為0.250.75m/s。在其下部有強(qiáng)大的溫躍層存在，躍層以上是充分混合的溫暖高鹽的表層水，溶解氧含量高，而營養(yǎng)鹽含量卻很低，浮游生物不易繁殖，從而具有海水透明度大，水色高的特點(diǎn)。總之赤道流是一支高溫、高鹽、高水色及透明度大為特征的流系。 印度洋的赤道流系主要受季風(fēng)控制。在赤道區(qū)域的風(fēng)向以經(jīng)向?yàn)橹?，并隨季節(jié)而變化。11月至翌年3月盛行東北季風(fēng)，5-9月盛行西南季風(fēng)。5S以南，終年有一股南赤道流，赤道逆流終年存在于赤道以南。北赤道流從11月到翌年3月盛行東北季風(fēng)時向西流動，其它時間受西南季風(fēng)影響而向東流動，可與赤道逆流匯合在一起而難以分辨。 赤道逆流區(qū)有充沛的降水，因此相對赤道流

29、區(qū)而言具有高溫、低鹽的特征。它與北赤道流之間存在著海水的輻散上升運(yùn)動，把低溫而高營養(yǎng)鹽的海水向上輸送，致使水質(zhì)肥沃，有利于浮游生物生長，因而水色和透明度也相對降低。 另外，在南赤道流區(qū)赤道下方的溫躍層內(nèi)，有一支與赤道流方向相反自西向東的流動，稱為赤道潛流或克倫威爾流。它一般成帶狀分布，厚約200m，寬約300km，最大流速高達(dá)1.5m/s。流軸常與溫躍層一致，在大洋東部位于50m或更淺的深度內(nèi)，在大洋西部約在200m或更大的深度上。赤道潛流的產(chǎn)生顯然不是由風(fēng)直接引起的，關(guān)于其形成、維持機(jī)制有許多觀點(diǎn)，其中，有的認(rèn)為它是由于南赤道流使表層海水在大洋西岸堆積，使海面自西向東下傾，從而產(chǎn)生向東的壓強(qiáng)

30、梯度力所致。由于赤道兩側(cè)科氏力的方向相反，故使向東流動的潛流集中在赤道兩側(cè)。這種潛流在太平洋、大西洋、印度洋都已相繼發(fā)現(xiàn)。 （二）上層西邊界流、灣流和黑潮 上層西邊界流是指大洋西側(cè)沿大陸坡從低緯向高緯的流，包括太平洋的黑潮與東澳流，大西洋的灣流與巴西流以及印度洋的莫三比克流等。它們都是北、南半球主要反氣旋式環(huán)流的一部分，也是北、南赤道流的延續(xù)。因此，與近岸海水相比，具有赤道流的高溫、高鹽、高水色和透明度大等特征。灣流 如果把灣流視為反氣旋式環(huán)流的一部分，那么如何確定它的頭尾就是一個難題了。人們通常把由北赤道流和南赤道流跨過赤道的部分組成的、沿南美北岸的流動稱為圭亞那流和小安的列斯流，經(jīng)尤卡坦海

31、峽進(jìn)入墨西哥灣以后稱為佛羅里達(dá)流，佛羅里達(dá)流經(jīng)佛羅里達(dá)海峽進(jìn)入大西洋后與安的列斯流匯合處視為灣流的起點(diǎn)。此后它沿北美陸坡北上，約經(jīng)1200km，到哈特拉斯角（35N附近）又離岸向東，直到45W附近的格蘭德灘以南，海流都保持在比較狹窄的水帶內(nèi)，行程約2500km，此段稱為灣流（也有人認(rèn)為灣流起點(diǎn)為哈特拉斯角）。然后轉(zhuǎn)向東北，橫越大西洋，稱為北大西洋流。佛羅里達(dá)流、灣流和北大西洋流合稱為灣流流系。 灣流在海面上的寬度為100150km，表層最大流速可達(dá)2.5m/s，最大流速偏于流軸左方，沿途流量不斷增大，影響深度可達(dá)海底；灣流兩側(cè)有自北向南的逆流存在。 灣流方向的左側(cè)是高密的冷海水，右側(cè)為低密而溫

32、暖的海水，其水平溫度梯度高達(dá)10/20km。等密線的傾斜直達(dá)2000m以下，說明在該深度內(nèi)地轉(zhuǎn)流性質(zhì)仍明顯存在。觀測表明在灣流的前進(jìn)途中，絕大部分區(qū)域一直滲達(dá)海底。灣流的運(yùn)動事實(shí)上處于地轉(zhuǎn)平衡占優(yōu)勢狀態(tài)。 灣流離開哈特拉斯角后，流幅稍有變寬，且常出現(xiàn)彎曲現(xiàn)象，并逐漸發(fā)展，當(dāng)流軸彎曲足夠大時，往往與主流分離，在南側(cè)形成氣旋式冷渦，在北側(cè)則形成反氣旋式暖渦。其空間尺度特征為數(shù)百千米。這些渦有時可能存在幾年。渦形成之后沿灣流相反方向移動，有人曾跟蹤過一個渦，經(jīng)過22個月之后，似乎又并入灣流中去了。 黑潮 與灣流相似，黑潮是北太平洋的一支西邊界流，它是北太平洋赤道流的延續(xù)，因此仍存在著北赤道流的水文特

33、征。 在洋盆西側(cè)，北赤道流的一支向南匯入赤道逆流，一支沿菲律賓群島東側(cè)北上，主流從臺灣東側(cè)經(jīng)臺灣和與那國島之間的水道進(jìn)入東海，沿陸坡向東北方向流動。到九洲西南方又有一部分向北稱為對馬暖流，經(jīng)對馬海峽進(jìn)入日本海。在進(jìn)入對馬海峽之前，在濟(jì)州島南部，也有一部分進(jìn)入黃海，稱為黃海暖流，它具有風(fēng)生補(bǔ)償流的特征。黑潮主干經(jīng)吐噶喇海峽，進(jìn)入太平洋，然后沿日本列島流向東北，在35N附近分為兩支：主干轉(zhuǎn)向東流直到160E，稱為黑潮延續(xù)體；一支在40N附近與來自高緯的親潮匯合一起轉(zhuǎn)向東流匯于黑潮延續(xù)體，一起橫過太平洋（圖5-17）。 斯維爾德魯普把從臺灣南端開始到日本太平洋沿岸35N附近的這一段流動稱為黑潮，從3

34、5N向東到160E附近的流動稱為黑潮續(xù)流；160E以東為北太平洋流。三者合稱黑潮流系。 黑潮與灣流相似，也是一支斜壓性很強(qiáng)的海流，同樣處在準(zhǔn)地轉(zhuǎn)平衡中。強(qiáng)流帶寬約（7590）km，兩側(cè)水位相差1m左右。影響深度達(dá)1000m以下，兩側(cè)也有逆流存在，在日本南部流速最大可達(dá)（1.52.0）m/s。東海黑潮流速一般3月份最強(qiáng)，11月分最弱。 黑潮也能發(fā)生大彎曲，但與灣流有不同的特點(diǎn)。從30年代開始至今對其進(jìn)行過多次考察，發(fā)現(xiàn)黑潮路徑有兩種可能位置：一種為明顯彎曲的路徑，彎曲中心在138E，彎曲波長為（500800）km，彎曲半徑為（150400）km；另一種為沒有彎曲的路徑。在每種情況下都能使持續(xù)穩(wěn)定

35、的流量向高緯輸送。 西邊界流每年向高緯區(qū)輸送熱量，約同暖氣團(tuán)向高緯輸送的熱量相等，這對高緯的海況和氣候產(chǎn)生巨大的影響。 （三）西風(fēng)漂流 與南北半球盛行西風(fēng)帶相對應(yīng)的是自西向東的強(qiáng)盛的西風(fēng)漂流，即北太平洋流、北大西洋流和南半球的南極繞極流，它們也分別是南北半球反氣旋式大環(huán)流的組成部分。其界限是:向極一側(cè)以極地冰區(qū)為界，向赤道一側(cè)到副熱帶輻聚區(qū)為止。其共同特點(diǎn)是:在西風(fēng)漂流區(qū)內(nèi)存在著明顯的溫度經(jīng)向梯度，這一梯度明顯的區(qū)域稱為大洋極鋒。極鋒兩側(cè)的水文和氣候狀況具有明顯差異。 北大西洋流 灣流到達(dá)格蘭德灘以南轉(zhuǎn)向東北，橫越大西洋，稱為北大西洋流。它在50N，30W附近與許多逆流相混合，形成許多分支，已

36、不具有明顯的界限。在歐洲沿岸附近分為三支：中支進(jìn)入挪威海，稱為挪威流；南支沿歐洲海岸向南，稱為加那利流，再向南與北赤道流匯合，構(gòu)成了北大西洋氣旋式大環(huán)流；北支流向冰島南方海域，稱為伊爾明格流，它與東、西格陵蘭流以及北美沿岸南下的拉布拉多流構(gòu)成了北大西洋高緯海區(qū)的氣旋式小環(huán)流。北大西洋流將大量的高溫、高鹽海水帶入北冰洋，對北冰洋的海洋水文狀況影響深遠(yuǎn)，同時對北歐的氣候狀況也有巨大的影響。 北太平洋流 它是黑潮延續(xù)體的延續(xù)，在北美沿岸附近分為兩支：向南一支稱為加里福尼亞流，它匯于北赤道流，構(gòu)成了北太平洋反氣旋式大環(huán)流；向北一支稱為阿拉斯加流，它與阿留申流匯合，連同亞洲沿岸南下的親潮共同構(gòu)成了北太平

37、洋高緯海區(qū)的氣旋式小環(huán)流。 南極繞極流 由于南極周圍海域連成一片，南半球的西風(fēng)漂流環(huán)繞整個南極大陸（應(yīng)當(dāng)指出南極繞極流是一支自表至底自西向東的強(qiáng)大流動，其上部是漂流，而下部的流動為地轉(zhuǎn)流）。南極鋒位于其中，在大西洋與印度洋平均位置為50S，在太平洋位于60S。由于風(fēng)場分布不均勻，造成了來自南極海區(qū)的低溫、低鹽、高溶解氧的表層海水在極鋒的向極一側(cè)輻聚下沉，此處稱為南極輻聚帶。極鋒兩側(cè)不僅海水特性不同，而且氣候也有明顯差異，南側(cè)常年為干冷的極地氣團(tuán)盤踞，海面熱平衡幾乎全年為負(fù)值，海面為浮冰所覆蓋；北側(cè)，冬夏分別為極地氣團(tuán)與溫帶海洋氣團(tuán)輪流控制，季節(jié)性明顯。故稱極鋒南部為極地海區(qū)，北部至副熱帶海區(qū)為

38、亞南極海區(qū)。 南極繞極流在太平洋東岸的向北分支稱為秘魯流；在大西洋東岸的向北分支稱為本格拉流；在印度洋的向北分支稱為西澳流。它們分別在各大洋中向北匯入南赤道流，從而構(gòu)成了南半球各大洋的反氣旋式大環(huán)流。 北半球的極鋒輻聚不甚明顯，只在太平洋西北部的黑潮與親潮的交匯區(qū)以及大西洋西北部的灣流與拉布拉多海流的交匯區(qū)存在著比較強(qiáng)烈的輻聚下沉現(xiàn)象，一般稱為西北輻聚區(qū)。由于寒暖流交匯所產(chǎn)生的強(qiáng)烈混合，海洋生產(chǎn)力高，從而使西北輻聚區(qū)形成良好的漁場。這正是世界有名的北海道漁場和紐芬蘭漁場的所在海區(qū)。 在南北半球西風(fēng)漂流區(qū)內(nèi)，存在著頻繁的氣旋活動，降水量較多，氣旋大風(fēng)不斷出現(xiàn)，海況惡劣，特別在南半球的冬季，風(fēng)與浪

39、更大，故航海家有“咆哮45、咆哮好望角”的傳稱。 （四）東邊界流 大洋的東邊界流有太平洋的加里福尼亞流、秘魯流，大西洋的加那利流、本格拉流以及印度洋的西澳流。由于它們從高緯流向低緯，因此都是寒流，同時都處在大洋東邊界，故稱東邊界流。與西邊界流相比，它們的流幅寬廣、流速小，而且影響深度也淺。 上升流是東邊界流海區(qū)的一個重要海洋水文特征。這是由于信風(fēng)幾乎常年沿岸吹，而且風(fēng)速分布不均，即近岸小，海面上大，從而造成海水離岸運(yùn)動所致。前已提及上升流區(qū)往往是良好漁場。 另外，由于東邊界流是來自高緯海區(qū)的寒流，其水色低，透明度小，形成大氣的冷下墊面，造成其上方的大氣層結(jié)穩(wěn)定，有利于海霧的形成，因此干旱少雨。

40、與西邊界流區(qū)具有氣候溫暖、雨量充沛的特點(diǎn)形成明顯的差異。 （五）極地環(huán)流 北冰洋中的環(huán)流 北冰洋內(nèi)主要有從大西洋進(jìn)入的挪威流及一些沿岸流。加拿大海盆中為一個巨大的反氣旋式環(huán)流，它從亞美交界處的楚科奇海穿越北極到達(dá)格陵蘭海，部分折向西流，部分匯入東格陵蘭流，一起把大量的浮冰攜帶進(jìn)入大西洋，估計(jì)每年10000km3。其它多為一些小型氣旋式環(huán)流。 南極海區(qū)環(huán)流 在南極大陸邊緣一個很狹窄的范圍內(nèi)，由于極地東風(fēng)的作用，形成了一支自東向西繞南極大陸邊緣的小環(huán)流，稱為東風(fēng)環(huán)流。它與南極繞極環(huán)流之間，由于動力作用形成南極輻散帶。與南極大陸之間形成海水沿陸架的輻聚下沉，此即南極大陸輻聚。這也是南極陸架區(qū)表層海水

41、下沉的動力學(xué)原因。 極地海區(qū)的共同特點(diǎn)是：幾乎終年或大多數(shù)時間由冰覆蓋，結(jié)冰與融冰過程導(dǎo)致全年水溫與鹽度較低，形成低溫低鹽的表層水。 （六）副熱帶輻聚區(qū)的特點(diǎn) 在南北半球反氣旋式大環(huán)流的中間海域，流向不定，因季節(jié)變化而分別受西風(fēng)漂流與赤道流的影響，一般流速甚小。由于它在反氣旋式大環(huán)流中心，表層海水輻聚下沉，稱為副熱帶輻聚區(qū)。它把大洋表層鹽度最大、溶解氧含量較高的溫暖表層水帶到表層以下，形成次表層水。 該區(qū)內(nèi)的天氣干燥而晴朗，風(fēng)力微弱，海面比較平靜。由于海水輻聚下沉，懸浮物質(zhì)少，因此具有世界大洋中最高的水色和最大透明度，也是世界大洋中生產(chǎn)力最低的海區(qū)，故有“海洋沙漠”之稱。 以上就是世界大洋表層

42、在水平方向上的主要環(huán)流及其特征。除此之外尚有一些區(qū)域性海流，例如，瑞德（Ried， 1959）在南太平洋的赤道流中，發(fā)現(xiàn)了一支赤道逆流；尤德（Uda， 1955）在北太平洋發(fā)現(xiàn)了一支副熱帶逆流等，但它們的持續(xù)性及其在總的大洋環(huán)流中的作用，目前尚不完全了解。 二、世界大洋上層的鉛直向環(huán)流 關(guān)于表層的風(fēng)生環(huán)流已進(jìn)行了較多的討論，但在世界大洋表層的這些環(huán)流之間，特別是在赤道海區(qū)，由于海水運(yùn)輸有南北分量，導(dǎo)致了海水的輻聚下沉或輻散上升運(yùn)動。在赤道上，西向的南赤道流，在赤道兩側(cè)分別向南與向北輻散，導(dǎo)致海水上升；在南赤道流與赤道逆流之間（3-4N），由于海水輻聚而導(dǎo)致下沉；在赤道逆流與北赤道流之間（10N

43、）又形成了海水的輻散上升。由于連續(xù)性的原因，上述上升或下沉的海水在一定的深度上便形成了經(jīng)向的次級小環(huán)流。它們分布在25N20S之間，所處深度較淺，僅變動于（50100）m之間。正是由于這些次級小型環(huán)流的存在，使得赤道海區(qū)表層的熱量和淡水盈余向高緯方向輸送，部分調(diào)節(jié)了熱鹽的分布狀況，使其得以相對穩(wěn)定。 順便指出，由于表面海水的輻散或輻聚，導(dǎo)致海面發(fā)生起伏，由此所形成的壓力場，在表層緯向環(huán)流中起著重要的作用。 三、大洋表層以下的環(huán)流 大洋表層以下的環(huán)流以經(jīng)向?yàn)橹鳎浞植嫉纳疃戎饕Q于海水的密度，因此仍以熱鹽效應(yīng)起主導(dǎo)作用。但在某些海域海水的下沉或上升也會由某些動力作用引起。 （一）次表層水的運(yùn)動

44、和分布： 大洋表層以下與大洋主溫躍層以上的海水稱為次表層水，是由副熱帶海域（兩半球反氣旋式大環(huán)流中間）的表層水下沉形成的。它為高鹽水，但溫度也較高，在副熱帶輻聚的動力作用下，它只能下沉到表層水以下的深度上，然后重新分布。其中大部分水體流向低緯一側(cè)，沿主溫躍層散布，少部分流向高緯一側(cè)，形成了以高鹽為主要特性的次表層水。 在次表層水形成過程中，由于動力作用與連續(xù)性的制約，導(dǎo)致其下界的深度起伏與表層水海面的起伏恰恰相反。因?yàn)榇伪韺铀簿哂休^高的溫度，所以與表層水一起稱為大洋上層暖水區(qū)，其下方的主溫躍層正是該暖水區(qū)與大洋深處冷水區(qū)之間的過渡層，因此具有很大鉛直溫度梯度。 （二）大洋冷水區(qū)的環(huán)流 冷水區(qū)的環(huán)流指大洋主溫躍層以下與極鋒向極一側(cè)水域內(nèi)的環(huán)流。包括中層水、深層水、底層水的運(yùn)動與分布情況。 1.中層水的運(yùn)動 中層水主要由南極輻聚和西北輻聚區(qū)下沉的海水所形成，因此帶有源地的低鹽特征。由于溫度也較低，故其密度較大，所以分布在次表層之下。對其運(yùn)動情況，可按其低鹽特點(diǎn)進(jìn)行追蹤。 由南極輻聚帶下沉的海水，其溫、鹽特征值分別為2.2與33.8。它下沉到（8001000）m的深度上，一邊參加