物理海洋学期中考试复习要点

Lecture0 地球、大气和海洋概述

1.海洋在水循环中起着关键作用。海洋持有地球上的97%的水；78%

的全球降水发生在海洋之上，它是86%的全球蒸发源。

2.Why Study Ocean?

?超过62%的人口居住在离海岸线100km范围内，并且这部分人

口增长率最快

?超过50%的海岸线处于危险之中

?海洋提供了人类大量的食物及矿产资源

?人类活动产生大量的有毒或未经处理的污水及生活垃圾，对海

洋造成严重污染，从而威胁海洋生态系统

?海洋调节全球气候，海洋状态的变化将给人类难以预料的后果

3.反常膨胀：水在4 C时密度最大，由水分子结构决定。因此水在

密度最大时仍然为液态。水的特殊性质对海洋环流形成，以及对海洋所有生命的生存极其重要。

(A)秋季的冷却空气(4C)导致湖水表面冷却，表层比底层暖水密度

更大，此处显示为15摄氏度。这造成对流翻转和混合湖水。

(B)在持续冷却和对流的情况下，湖水达到最高密度的均匀温度，

约为4C。

(C)随着冬季的临近和气温的进一步降低，湖面出现冷却，但这种

水的密度低于底层的4C水。地面结冰，而底层水保持在4C。

Lecture1 IPO概况

1.物理海洋学是海洋流体运动的研究。其目标是了解所有时间和空

间尺度上的过程，以模拟这些过程，并在可能时进行预测。

2.地球是70.8%的水覆盖。

在85-90°N和55-60°S之间没有土地。

在纬度为45-70°N时，陆地比水多。

在纬度为70-90°S的只有陆地（南极洲）。

珠峰8844.43米+3.5米冰盖。

陆地平均海拔840m，海洋平均深度3800m，平均海水覆盖3000m。

太平洋占地球表面51%。

3.Pacific: 179 x106 km2, 46%; 15,000 km

Atlantic: 106x106 km2, 23%; 5,000 km

Indian: 75 x106 km2, 20%; 5,000 km

4.地球半径为6371公里。(地球实际上不是一个球体，但这对我们

来说已经够近了。海洋的平均深度--4000米(实际上是3795米)。

海洋是地球外部的薄皮。土地平均高度为875米，最高海拔为9，000米。(珠穆朗玛峰)和最大海洋深度约11，500米(马里亚纳海沟)。

5.我们经常将约40°S或30°S以南的区域称为"南大洋"。

6.潮汐：振幅和相位，围绕着两面体旋转。

时间尺度-顺序一天。空间尺度-海盆尺度

7.风生环流：上层海洋到大约500到2000米，取决于位置(更深，

近海底，靠近西部边界)。空间尺度：海盆。时间尺度：季节到气候时间尺度。

8.热盐环流：由加热/冷却、蒸发/降水驱动-全海洋（顶部到底部）、

弱流（但仅在深海中流动）。空间规模：全局。时间尺度：气候时间尺度（1-1000年）。

Lecture2 海水物理性质

1.1mbar=1hpa

1 bar = 106 dynes/cm

2 = 105 Pascal.

1 dbar = 10-1 bar = 105 dyne/cm

2 = 104 Pascal.

2.在海洋中，重力的向下力主要由向上的压力梯度力来平衡。也就

是说，水不是往下加速，而是被向上的压力梯度所阻止。因此，压力随着深度的增加而增大。

3.在某一水深处的压力取决于位于该深度之上的水的质量。当压力

变化为100分巴(100 Dbar)，重力g=9.8 m/s2，密度为1025 kg/m3时，深度变化为99.55米。

4.水平压力梯度驱动着海洋中的水平流动。海洋压力的水平变化完

全是由于质量分布的变化造成的。如果高于给定深度的水柱(或者更确切地说是与大地水准面平行的位势面)更重，因为它要么更重，要么更厚，或者两者兼而有之，压力就会更大。

5.驱动洋流的水平压差在几百或数千公里范围内是分巴大小的，这

比压力随深度的变化要小得多。

6.Accuracy （准确）测量值和真值随机误差易消除但不可控

Precision（精确）测量值之间系统误差难以消除但可预测

7.海洋中的压力大幅下降。从一个压力移动到另一个压力的水团将

被压缩或膨胀。当一个水团被绝热压缩时，即在没有热量交换的情况下，它的温度就会增加。当包裹绝热膨胀时，其温度降低。

仅仅由于压缩或膨胀而发生的温度变化，我们并不感兴趣--它并不代表流体热含量的变化。因此，如果我们想将水在一种压力下的温度与另一种压力下的水的温度进行比较，我们应该消除绝热压缩/膨胀的这种影响。

8.“位温”是一个水团绝热移动到另一个压力时的温度。在海洋中，

我们通常使用海面作为位温的“参考”压力--我们比较了水团温度，就好像它们在没有混合或扩散的情况下被移动到海面一样。由于海面压力最低，除非水位于海面，否则位温(按表面压力计算)总是低于实际温度。

9.地表温度主要受热带地区的净加热和高纬度地区的冷却控制。总

温度范围从海水冰点到30℃左右。陆地温度的范围要大得多。一些因素有助于限制最高海洋温度-人们对云在阻挡入射太阳辐射方面的作用提出了令人信服的论点。当海洋温度超过27摄氏度时，大气对流变得非常活跃。

10.低温低盐比高温高盐水下沉更深，因为低温低盐下沉中密度增强

能力更强。

11.海水是可压缩的，但不像气体那样可压缩。当水团压缩时，分子

被压在一起，密度增加。(同时，由于完全不同的原因，压缩会导

致温度升高，这会轻微抵消由于压缩而增加的密度。)海水中的大部分变化是由压力变化引起的。这和水源没有什么关系，如果我们想把一个水团从一个地方追踪到另一个地方，从一个深度到另一个深度，我们更愿意消除对压力的依赖。(这与温度类似；我们也消除了温度中的压力依赖性。)

12.水中的声速约为1500m/sec。它取决于压力和温度。压力越高，

声速越高（在某种意义上，水更多的"刚性"，因此速度增加）。温度越高，声速越高。在海洋的大部分地区，表面的暖水和底部的高压产生了在表面和底部最大的声速剖面，其间具有最小值。该声速最小值称为SOFAR信道。如果海表面温度低或在温度在表面附近倒置，则没有表面声速最大值，并且在海面上发现SOFAR。

13.光在海洋中被吸收的距离比在大气中短得多。我们关注波长从0.4

到0.8μm(1m=10-6m)的短波能量，即从可见光谱的紫色到红色。

当这种短波能量渗透到海洋中时，有些会被散射，但大部分会被吸收，导致水温上升。这是向海洋提供热量的主要来源。清澈海水50m5%，100m0.5%，浑浊海水2m。

Lecture3海洋中水分特征的典型分布

1.大多数水特性是垂直分层的。水平变化<<垂直方向在相同距离上。

例如，在赤道附近，水的温度可以从表面的25℃下降到5℃，深度为1km，但从赤道到北或南可能需要5,000km，以达到表面温度下降到5℃的纬度。平均垂直温度梯度约为水平温度梯度的5,000倍。

2.更平缓的水平变化是重要的：水平密度差实际上驱动水平循环，

这比垂直循环强很多。

3.海水总体积的75%温度在0°C~6°C之间，盐度在34~35 PSU之

间。海洋总量的50%具有1.3°C至3.8°C和34.6至34.7 PSU之间的特性。世界海洋平均温度3.5°C，平均盐度34.6 PSU。

4.垂直的三个区域：“混合层(混合层)”或有时是“表层”，即50至200

米厚的上层区域，其位温与表层相似；“温跃层(温跃层)”，向下延伸至约1，000米，位温迅速下降；“深海(深水层)”，在温跃层和海底之间，位温下降缓慢。亚热带纬度的典型温度为表面20°C、500 m 8°C、1000 m 5°C和4000 m 1~2°C。

5.西部混合层浅，因为温度高；西北太平洋有两个温跃层。

6.在所有地区，春天和夏天的气候变暖会在冬天的混合层上面产生

一层薄薄的温暖的层。在西部亚热带地区和一些其他地区，存在两个温跃层，而且在他们中间有一个近似等温层结不明显的恒温层，均在上部1000m内。在低盐度表层的副极地和极地区域中，

上层中的水可以变得比底层水更冷。因此，表层上的冷水可以是在较暖的层之上的冷水，其本身覆盖了温跃层(仍然在大约500到1,000m的深度)，然后在下面是深海水。

7.在海洋上层地区，物理性质有时是垂直混合的，特别是在夜间末

(日周期)和冬季(季节循环)。这一层由风和海面冷却混合而成。它是通过海平面变暖和降水以及混合层内的环流而不混合的，这些环流在具有不同性质的相邻水域间运动。

8.作为经验法则，风搅拌混合层不延伸得比100米或150米深，并

且只能在冬季结束时达到该深度。另一方面，在海面上罕见的剧烈的冷却或蒸发会导致混合层局部加深到几百米，甚至在一些非常特殊的亚寒带和寒带区域，在冬季的短暂时间(小时)内甚至超过1,000米。夏季的混合层可以薄到一米或两米，上面覆盖了来自前几天的一组残余的风暴引起的薄混合层，以及来自冬季较厚的残留混合层。

9.一种常见的标准：水比表面密度大0.125σθ。在热带和中纬度，

混合层可以基于温度，但是在较高的纬度上，发现在低盐度表面层下面的下层温度最大值是常见的，因此基于温度的混合层定义是没有用的。

10.在表层以下，温度开始随深度迅速下降。垂直温度梯度较高的区

域称为“温跃层”。通常很难精确确定温跃层的深度界限，特别是下限。然而，在低纬度和中纬度地区，很明显，一个温跃层一直存在于200到1000米之间的深处，这被称为主温跃层或永久温跃

层。

11.在表层水温可能比深水低的极地和副极地水域中，通常不存在永

久的温跃层，但通常存在永久“盐跃层”（高垂直盐度梯度）和相关的永久“密跃层”（高垂直密度梯度）。其中存在两种互补的温跃层概念，一种是基于垂直过程，另一种是基于形成温跃层的水的水平循环，在冬季远离混合层凸显的地方形成了温跃层。这两个概念都很重要，一起发生作用。

12.垂直过程--从海面向下传递热量，或上升流或下涌。人们可能会认

为，由于上层水域最温暖，尽管跃层/温跃层的稳定性有抑制作用，热量仍会通过扩散向下传输，并且上层和下层之间的温差最终会消失。然而，深层的冷水是从较高纬度海面连续输送的(深海和底水形成区，主要在最北端的北大西洋和格陵兰海以及南极洲周围的各个区域)。

13.这些深的流入维持了温暖的地表水和冷的深水之间的温差。深的

水通过向下的热量扩散而上升和预热。如果从非常底层上升到接近地表的上升流发生在整个海洋中，向上的速度将是0.5-3.0cm/天。不幸的是，这些速度太小，目前的仪器无法很好地测量，因此我们无法直接检验该假设。由最深冷水的这种持续上升所平衡的热的向下垂直扩散的结果导致温度指数垂直分布(Stomel，1958；

MUNK，1960)，其接近永久温跃层的形状。

14.从北半球的观点来看，在亚热带地区，主要环流围绕着强烈的向

北流动的西部边界流和缓慢的南流穿越海洋的环流，寒冷的地表

水来自北方。当它们向南移动时，它们会在温暖的海水下面向南“潜沉”。

15.通风温跃层理论：海洋潜沉过程在副热带气旋中形成了主要的密

跃层(温跃层)的温度、盐度和密度结构。然后通过向下的热扩散和深上升流来对该结构进行修改和平滑。

16.季节性和日温跃层都不是永久性的。中纬度形成的“季节性温跃

层”，只有在夏天形成，冬天它被混合。在所有纬度地区都有一个非常浅的日温跃层，随着表层的太阳能加热而发展。该日温跃层也经历了季节性变化。

17.温度和盐度几乎完全由海面上的过程控制(除了洋底微弱的地热

加热，这会略微升高水温)。

18.因此，给定位置的温度和盐度的垂直变化反映了(1)在一定深度的

水开始的遥远的海面位置，以及(2)消除差异的混合。在海面上赋予物理性质的过程称为“通风(通风)”，因为从某种意义上说，它发生在海洋层呼吸的地方。

19.在上层地区和温跃层中的温度季节性变化，特别是在中纬度地区。

如上文所述，由于风和波浪的混合作用，表层与25至200米深度之间的温度通常与地表水的温度相当。冬季海表面温度低，波浪大，混合层深，可延伸到主温跃层。夏季，地表温度升高，水变得更加稳定，一个季节性的温跃层经常出现在上层地区。温跃层具有高度的垂直稳定性(本质上是跃层)，并将上层和深层的水分开。

20.开阔大洋表层盐度范围：33-37 PSU。较低的数值出现在靠近海岸

的地方，那里的大河注入，而在极地地区，那里的冰融化了。较高的数值出现在高蒸发地区，如东地中海(39 PSU)和红海(41 PSU)，这都是由于蒸发过多造成的。平均而言，北大西洋是海面上盐度最高的海洋(35.5 PSU)，南大西洋和南太平洋的盐度较小(约为35.2 PSU)，而北太平洋的盐度最低(34.2 PSU)。

21.垂直盐度分布不能象温度分布那样简单地概括。在温暖的上层可

能有高盐度或低盐度。由于在决定密度结构方面所起的作用不太重要，盐度是比温度更被动的示踪剂，它通过水团的盐度特征(极小值或最大值)来反映水团的流动方向。

22.表面密度决定了当它们远离通风("露头")区域时，水将下沉的深度。

在冬季后期，随着冷却季节接近尾声，地面水达到其局部密度最大值。晚冬期密度与最深的混合层有关。随着气候变暖的季节开始（3月在NH，9月在SH），致密的冬季混合层是由表面较温暖的水的"覆盖的"。已覆盖的冬季水域远离冬季通风区域移动（Advect）。如果它们移动到冬季表层水密度较低的区域，则它们在局部表层之下下沉，并且在下一个冬季不会再打开到大气中。

这是移动地表水进入海洋内部的主要机制（"潜沉"过程）。

23.冬季混合层的深度从几十米到几百米不等，视地区而定。在热带

地区，冬季混合层深度可能小于50米，冬季混合层深度最大的是次极地北大西洋，拉布拉多海超过1000米，以及环绕南极洲的主流北缘南半球，纬度约50°S，厚度达500米左右。

24.流动倾向于沿等位势密度的表面流动，这些表面几乎是水平的。

在上层，我们可以把它看作是沿着常σθ的表面。因为深海水是高密度的，所以它一定是在高纬度形成的，那里的表面有冷的、高密度的水。形成后，它沿着几乎恒定的密度表面向下扩散。下沉与水平运动相结合，使得水实际上只向水平方向移动。

25.盐度对高纬度海面附近的密度结构很重要，在高纬度地区，降水

或冰融化会造成低盐度表层，例如在北极、南极洲附近地区以及次极地北太平洋和沿海次极地北大西洋。在浅海、海湾和河口，盐度往往是决定所有深度密度的控制因素，而温度变化则是次要因素。

26.在除高纬度以外的海域，因为表层海水温度高于下层海水，所以

热量有从浅向深扩散的趋势。而下层海水收到来自高纬度的深层水的补充，有被向上托举的趋势。当扩散与托举作用在某一深度范围达到动态平衡，则在该深度范围内，海水温度的垂向变化梯度最大，则此范围形成了温跃层。

27.来自于较高纬度冷水的潜没（Subduction）和通风温跃层理论

以北半球为例，在中低纬度海域，因为顺时针的副热带环流

（subtropical gyres），故在大洋西部存在向北运动的暖水的强边界流，在大洋东部存在缓慢向南移动的冷水流。因为来自较高纬度的冷水密度大于其南方的海水，所以在其南移的过程中逐渐潜没至当地海水以下。南半球同理，则由南北两个方向而来的冷水在赤道海域较深处聚集，并形成向上顶托的趋势。

又因为当地上层海水的向下的热量扩散，以及大气对上层海洋的

热输送。热扩散将在某一深度范围和受顶托的较深处冷水达到动态平衡，这个深度范围就是温跃层的深度范围。

Lecture4 水团形成、通风与潜沉

1.海洋在气候中的作用在几十年到几千年的时间范围内。

2.较深水域的停留时间：如果没有混合的话~100年。水团是由特定

位置的表面过程产生的，然后随着其他水团的移动，水团慢慢下沉和混合。

3.重要的是：只有在形成区域内才会发生单一水团对海洋区域的专

属占领。几个水团通常出现在海洋某一位置。可以确定所有水团对某一水样的百分比贡献，因为在离开表层区时，水团元素保留了它们的性质，特别是它们的位温和盐度。因此，可以通过在所谓的T-S图中绘制温度与盐度的关系来识别水团.

4.基于温度的混合层深度：温度与表面温度相差超过0.5°C的深度。

MLD=Depth(SST-0.5)

基于密度的深度：密度与表面密度相差超过0.25(0.125)的深度。

5.季节性温跃层（中高纬度）

永久（热带）温跃层（<1000m）

6.下潜：保持永久的温跃层并防止其侵蚀与下面和上面的水混合。

负责在永久性温跃层中形成水团。其强度随季节变化：Ekman泵送+季节性温跃层

Lecture5 水、盐和热收支

1.原理：水的压缩性小。如果水以一定的速率流入封闭的全容器中，

则它必须以相同的速率流出其他地方，或者容器中的液位必须增加。由于宏观的应用，我们认为海洋是不可压缩的。

2.V i + R + P = V o + E

V o - V i = (R + P) - E F

Vi ? ri ? Si = Vo ? ro ? So

Vi ? Si = Vo ? So

3.首先，冰盖大大减少了海洋和大气之间的热交换。1米的冰几乎

会完全隔绝海洋。然而，海冰总是在移动，充满了间隙(开阔水域的断裂)。间隙中的海洋热量损失很大，新的冰很快就会形成。

4.然而，冰和水的QB损失项的大小(由于表面温度的相对相似)是相

同的，其结果是冰和雪面的净增益(QS-QB)比水的净增益(QS-QB)要小。因此，一旦冰形成，它就会被维持，一旦它开始融化，它可能会迅速退却。这被称为“冰-反照率反馈”，因为一旦冰层开始形成，就会有积极的强化作用。

5.如果海水比上面的空气更温暖，由于温度梯度的方向，海水将失

去热量。然而，较大尺度的大气对流将增加远离海面的热传递。

对流发生是因为暖海附近的空气被加热、膨胀和上升，迅速带走热量。如果海洋比空气冷，就不会发生对流。因此，在海气温差相同的情况下，海水变暖时的热损失率大于海水变冷时的增热速

率。

6.就整个世界而言，平均每年从赤道增加到30°S/°N的净热量，并

由此造成净损失。由于地球上的平均温度基本上保持不变，我们得出的结论是，必须有一个朝向两极的净对流热流。这种极小的热流是由海洋和大气共同携带的。它们将温暖的水或空气输送到极地，将较冷的水或空气输送到赤道，尽管不是在所有的海洋中都是对称的。

7.一个违反直觉的结果是，包括南大西洋在内的大西洋各地的热量

输送是向北的。这是因为北大西洋北部(挪威、格陵兰海)有如此多的热量损失。要满足这种热量损失，必须有一个净北流的上层海水贯穿整个大西洋，这是由更深更冷的水向南返回。在所有的海洋中，仅上层海洋中的副热带环流带着热量极小。南大西洋的这部分热量输送能力不够强，无法克服自上而下倾覆造成的北向热输送。太平洋没有自上而下的倾覆，因此太平洋和大西洋之间的热量输送是不对称的。

Lecture6 运动方程

1.物质在时间T中扩散的距离(L)是多少？L=sqrt(Kt)

如果物质扩散到L，需要多长时间(T)？t=L2/k

Lecture7 地转流

1.惯性流周期2π/f。

2.垂直切变的地转流常被称为斜压流。无垂直切变的地转流常被称

为正压流。对于正压流，密度只取决于深度，而不取决于水平位置。地转速度切变与密度水平变化(梯度)的关系称为热风关系。

3.地转平衡

4.位势高度

5.比容高度扰动

δ = α(S,T,p) - α(35,0,p)

6.动力高度?D = -?Φ / 10= - ?δ dp /10.

D=Φ / 10

Lecture8 大气环流

1.对流层是垂直混合的，通过对流(从下面加热)。温度只会随高度下

降，因为压力会随高度降低。有时，当地面上有更冷的空气时，我们会有一个“倒转”，非常稳定。

2.平流层顶部最温暖：由于吸收太阳的紫外线辐射。(臭氧最大值位

于平流层中间。)

3.ITCZ=热带辐合带。实际上并不完全位于赤道：日照的季节变化，

因此ITCZ位于最大加热位置。由于半球间土地的不对称分布会产生平均偏移量。ITCZ在赤道以北发育良好。

4.风应力：τ = c Dρu2

5.运动方程：

?u/?t + u ?u/?x + v ?u/?y + w ?u/?z - fv = - (1/ρ)?p/?x +

?/?x(A H?u/?x) + ?/?y(A H?u/?y) + ?/?z(A V?u/?z) (8.1a)

?v/?t + u ?v/?x + v ?v/?y + w ?v/?z + fu = - (1/ρ)?p/?y + ?/?x(A H?v/?x) + ?/?y(A H?v/?y) + ?/?z(A V?v/?z) (8.1b)

Lecture9 Ekman层动力学

1.混合层深度有很大的季节变化，其中最厚的混合层发生在冬季末，

经过几个月的冷却积累，使混合层加深。最重要的通常是冬季末的混合层，因为它创造了最高的密度，并将表面属性降低到最大的深度。一般的标准是密度差0.125σθ。

2.这种由风驱动的摩擦层被称为“埃克曼层”，以沃尔弗莱德·埃克曼

(1905年)的名字命名。动力学：摩擦科氏加速度。最简单的Ekman 层理论假设一个恒定的垂直涡粘性和一个均匀的海洋。没有压力梯度力，加速度和平流不包括在最直接的应用中。Ekman响应在海面上最强，并呈指数衰减，在50米深处消失(其中Ekman流相反地指向Ekman表面流)。因此，对于开阔的海洋，风驱动的埃克曼层不受海底的影响.

3.Ekman层深度：D E = (2Av/f)1/2

这一深度取决于垂直涡旋粘度Av和纬度f。表面混合层的涡粘性是海洋内部的100~1000倍。从Ekman响应的直接观测结果来看，

Av=0.01~0.05m2/s是前20~30m涡粘性的合理范围，用0.05 m~2/s，在纬度10°、45°和80°处的Ekman层深度分别为63、31和26 m。

4.Ekman输送： U E = τ(y)/(ρf); V E = - τ(x)/(ρf)

5.V0 = τ/(ρ2fAv)1/2

6.Ekman辐合辐散：??U E= ?U E/?x + ?V E/?y

北半球??U E>0,气旋式，辐散，抽吸；??U E<0，反气旋式，下压。

??U E = ?/?x(τ(y)/(ρf)) - ?/?y(τ(x)/(ρf)) = k???[τ/(ρf)] 在NH，f>0时，向Ekman层上升流是由正风应力卷曲引起的，而从Ekman层下涌则是由负风应力卷曲引起的。在SH中，上涌是由负风应力卷曲等引起的。这种在Ekman层底部的垂直运动称为Ekman抽吸(Ekman抽吸)。

Lecture10 Sverdrup理论和西向强化

1.洋流大多是地转的，这意味着速度方程只包含压力梯度力和科里

奥利力。研究外力对地转流的影响最直接的方法是考虑流体的涡度。

2.位涡守恒

3.由于厚度和相对涡度都不能无限制地变化，海洋和大气中存在着

向北和向南移动的固有恢复力。这种恢复力会产生Rossby波。4.科里奥利参数f的变化对洋流或层结有着重要的影响，通过位涡

守恒，定义了科里奥利参数随纬度的变化：

β=df/dy。

这是“β效应”，当谈到纬度的变化如何影响洋流，或非常大的尺度，

主要是水平波(Rossby波)，β-效应是恢复力。

5.大尺度环流不对称：

沿着西边界的流动窄而急，向东的广袤范围内流动要温和得多。

大西洋墨西哥湾流和太平洋黑潮就是西边节流。

6.Sverdrup平衡：

风引起埃克曼运输和收敛，埃克曼泵提供压扁或伸展。水柱必须响应，要么通过相对涡度的变化，要么通过行星涡度(纬度)的变化。

它们不是在原地旋转，而是改变纬度。

7.地转运输：βv g = f ?w/?z

βV g = f w(z=D E),

8.βM(y) = curl (τ) 即βV = β(V g + V E) = curl(τ)/ρ

因此，Sverdrup内部的经向质量输送与风应力卷曲成正比，并且独立于海洋结构本身。

9.仅适用于海洋"内部"，而不适用于西部边界区域；

仅适用于存在东部和西部边界（因此对海洋特别适用，不适用于大气）；

洋流为地转流+Ekman输运;

10.流动的方向和大小与通过顶部摩擦Ekman层的风应力有关。产生

垂直速度的Ekman泵送或抽吸，以及平衡这种挤压或拉伸所需的行星涡量的调节；

不包括内部（Ekman层外部）分层、平流或摩擦的影响。必须使用边界流来闭合由Sverdrup平衡预测的循环。这些要求既需要摩

擦，也需要非线性平流，或这些的某种组合。