风海流风海流风海流共31页文档
第四章 海流(讲稿)
第四章海流海流是指海水的大规模相对稳定的流动§4— 1 海流的成因与表示方法一.海流的成因1.由风引起特点：a.全球性范围，与大气环流相对应b.随深度而减弱(所涉及的深度通常只有几百米)c.是一薄层2.由温、盐变化引起二.海流的分类1.按成因分：风海流或漂流，热盐环流；2.按受力分：地转流，惯性流等；3.按区域分：有表层流、深层流、底层流、沿岸流、赤道流、东西边界流等；4.按温度特性分：寒流，暖流。
寒流，比周围海水的温度低暖流：比周围海水的温度高暖流的温度不一定比寒流的温度高三.海流的表示方法1.拉格朗日方法用漂流瓶或中性浮子追踪流迹2.欧拉方法。
070925在几个固定点同时对海流进行观测，确定其速率和方向§4— 2海水受力分析一、受力分类：1.引起海水运动的力重力、压强梯度力、风应力、引潮力等；2.海水运动派生出来的力科氏力，摩擦力等。
二、重力和压力(地势梯度力和压强梯度力)1.地势ϕ逆重力方向移动单位质量物体到某一高度所做的功ϕ≈g z 或dϕ≈g dz2. 地势梯度力dϕ/dz=g方向：垂直向下等势面：联结重力势相等的面叫等势面3.压强梯度力G:单位质量海水所受静压力的合力等压面：海洋中压力处处相等的面称为等压面两等压面之间的距离：dzdpg =ρ两等压面间的密度越大，则其距离越小G的方向：与等压面垂直；永远指向压力减小的方向。
G值的量级相当于无摩擦时，物体在lcm:1km斜面上所受的力. 正压场：等压面与等势面平行的压力场称为正压场斜压场：等压面相对等势面发生倾斜的压力场称为斜压场。
(a)正压场 (b) 斜压场内压场: 仅由ρ分布决定的压力场.t(温度)低t(温度)高s(盐度)高s(盐度)低ρ(密度)大ρ(密度)小外压场:由海面上的风、降水、江河径流等原因所产生的压力场总压场: 外压场迭加在内压场之上海洋上部: 斜压场某深度以下：正压场海洋上部海洋下部G的一般表达式G dp dnn =-1ρ或G p=-∇1ρkzjyix∂∂+∂∂+∂∂=∇分量形式:Gpxx=-1ρ∂∂;Gpyy=-1ρ∂∂; Gpzz=-1ρ∂∂三.科氏力1. 地球表面的线速度差平均角速率ω＝7.292×10 5rad/s；曾母暗沙(4°N)：462m/s；漠河(53°25′)：276m/s；北极：0 m/s2. 傅科摆1851年傅科在67m长的钢丝下挂一个28kg的铁球组成一个单摆，他利用摆平面的转动成功地证明地球在自转。
2.1海流
偿流。
4. 潮流：由于天体引潮力引起的海水周期性水平运动。 实际上由单一原因产生的海流极少，往往是几个因子共同作用的结果，但有主 次，近海以潮流为主，外海多风海流和梯度流。
海水微团受力
压强梯度力
压力相等的所构成的面称为等压面。海洋学中将海面视为海 压为0的等压面（即一个大气压1013.25hPa）。 海水静力方程为：dp=-ρgdz ρ是海水密度，p为海水压强，垂直坐标轴z向上为正。 静止海洋中，海水密度为常数或只是深度的函数时，等压面 必然是水平的，即等势面平行，此时的压力场称为正压场。当 海水密度不是常数，尤其是水平方向上有着明显差异时，等压 面相对于等势面将会倾斜，此时的压力场称为斜压场。
2. 地转流：由于海面倾斜产生水平压强梯度力和地转偏向力而产生的海流。地 转流分为密度流、倾斜流。密度流：由于海水中的密度不均匀而产生的海流， 又称梯度流。如非洲的红海，蒸发大，盐度高密度大，产生由红海流向印度洋 的海流。倾斜流是在不均匀的外压场作用下引起的等压面倾斜而产生的海流。
3. 补偿流：由于海水的连续性，一处海水流失，它处海水将流来补充，形成补
→西风漂流→西澳大利亚海流组成一个反时针方向海流系统。
其它海域海流
红海和亚丁湾的海流：在东北季风期间，亚丁湾是西 向海流，过曼德海峡进入红海；在西南季风期间，亚 丁湾是东向海流，红海海流过曼德海峡进入亚丁湾。 地中海和黑海的海流：地中海和黑海的海流系统呈逆 时针方向流动，其中非洲沿海基本上是东流，欧亚沿 海是西流。
大尺度世界大洋海流的若干基本规律
4. 大洋两岸的海流在强度上不对称，大洋西 边界的海流比东边界的海流窄而强。如墨 西哥湾流和黑潮均为强海流。
密度流补偿流风海流
密度流：海水在密度水平梯度力的作用下形成的流动。
概念由于各地海水的温度盐度不同，引起海水密度的差异，使水面高度不同，从而导致海水流动。
密度流简介世界洋流就成因来说有三种：、密度流、补偿流。
由于海水密度的水平方向的不均匀分布引起等压面倾斜而产生的洋流，叫密度流。
换句话说，密度流是海水本身的密度在水平方向上分布的差异起的。
海水的密度取决于海水的温度、盐度和压力，在水平方向的分布因地而异。
例如，其一海区由于接受太阳的热量多而温度升高，体积膨胀，密度变小，海面(等压面)会稍稍升高；在另一海区接受的太阳热量少，密度相对变大，水温变低，体积缩小，从而海面（等压面）相对变低些。
两个海区间海面及其以下各层等压面产生不同程度的倾斜，即海水内部任意一个水平面（即等势面）上压力都不相同。
在水平压强梯度力的作用下，海水从压力大的地方向压力小的地方流动。
一旦海水开始流动，地转偏向力立即发生作用，把本应顺水平压强梯度力方向流动的海水拉向右偏（），直到地转偏向力与水平压强梯度力大小相等、方向相反时，洋流便沿等压面与等势面的交线流动了，洋流以等速前进，这时的洋流，叫做密度流。
显然，面对密度流的流向，左边等压面低，右边等压面高；左面密度大，右边密度小。
一般说，海水的盐度变化范围不大，而海水的温度差别较大，因此海水的密度主要取决于海水的温度，如果观测者面朝流向，则其左边水温低，右边水温高（在，上述方向则相反）。
世界上最强大的洋流，如湾流、黑潮、海流，都属于与海水密度分布有关的海流。
世界三大密度流是什么：地中海－大西洋密度流，表层流向为大西洋流向地中海。
红海－印度洋密度流，表层流向为印度洋流向红海。
大西洋－波罗的海密度流，表层流向为波罗的海流向大西洋。
风海流,.定义:盛行风吹拂海面，推动海水随风漂流，是最主要的形式。
并且是使上层海水带动下层海水流动，形成大规模很大的洋流，叫做风海流。
解释:信风带、西风带和极地东风带的风向是比较衡定的，在海洋上，这些定向风与海洋表层水之间就会发生摩擦，通过摩擦方式，风即可将其一部分能量传递给表层海水，除形成波浪外，还使表层海水发生移流，从而形成风海流。
第十二章海流
• 一、海流的分类
– 流动方向：水平方向—海流 垂直方向—上升流， 下降流。 – 成因：风海流、地转流、补偿流。 – 温度：暖流，冷流 – 相对位置：沿岸流、向岸流，离岸流 – 生产实践中：潮流，余流
• 二、海流的表示方法
– 海流的以矢量分布图来表示，常用的有流场分 布图和海洋频率玫瑰图
12.4世界大洋表层海流模式
• 一、信风流
– 在稳定的东北信风和东南信风作用下，形成了两支强大 的信风海流，分别称为北赤道流和南赤道流。 – 信风流属于中性流 – 在南北赤道之间有一支自西向东流的赤道逆流，这是由 于南、北赤道流到达大洋西岸时，受到大陆的阻挡分支 而成的。 – 南、北赤道流流到大洋西岸后分支，小部分向低纬汇入 赤道逆流，大部分则转向高纬一侧，沿着大陆的边缘流 动，成为近岸水系和大洋水系之间的边界，称为边界流。
• 六、高纬冷水环流和南极海流
– 在北半球，西风漂流到达大洋东岸向高纬的分支是暖流，进 入极地东风带后，在风系和岸形的影响下，先向西然后在大 洋西部折向南行，具有寒流性质。
12.5海流传真图
• 一、海流实况图（SO）
– 海流一般变化缓慢,比较稳定,因此传真图的时 间间隔比天气图要长得多.
• 二、海流预报图（FO）
• 二、赤道逆流 • 三、西边界流
12.4世界大洋表层海流模式
• 四、西风漂流
– 西边界流进入盛行西风带后便形成了基本上从西向东流动的 西风漂流，其暖流特性在北半球可一直保持到横越大洋。
• 五、东边界流
– 西风漂流流至大洋东岸分支，一支主流沿着大陆的西海岸流 向低纬，分别汇入南北赤道流中，构成了大约在纬度41o以下 顺时针方向的大循环。
12.2风海流
第二节 海流
海洋学基础知识及应用
第一节 海浪（Sea Wave） 一、海浪概述：
对航海有影响的海浪通常有以下几种：风浪、涌浪、近岸浪。
1、风浪的成长与风力、风区和风时的关系： ①风力：人们早就有“风大浪高”的经验。从蒲氏风级表上可以看出，
风级越大，对应的波高就越高。例如，5级风对应2m浪，7级风对应4m 浪，10级风对应9m浪等等。所以有经验的海员只要观察一下海面状况 就能立刻正确地将风力等级估计出来。
②风浪的定常状态：经历一定时间的风时之后，波浪由于风区尺度 的限制，不能继续成长，这时的风浪已经趋于稳定。
③风浪的充分成长状态：随着风时的增加和风浪在风区内移行距离
的增加，风浪便不断发展。然而风浪的发展不是无限制的，当波陡 （H/l）接近1/7时，波浪开始破碎，波高停止发展，这时风浪不再继 续增长，而达到极限状态。这种状态的风浪称为充分成长或充分发展 的风浪。充分成长的风浪要素只决定于风速。
通。
5、东边界流： 形成：西风漂流在大洋东岸的分支向低纬流去，最后汇入赤道流。 特点：与西边界流比较： ①流动缓慢，平均约0.5kn以下； ②幅度宽广； ③影响深度较浅； ④属冷流。
6、高纬的冷水环流： 形成：北半球的西风漂流到达大洋东岸向高纬的分支是一暖流，进入
极地东风带后，在风系和岸形的影响下，先向西然后在大洋西部折向南 行，具有冷流性质。它在大约40°附近与西风漂流汇合，构成一个反时 针的小循环。
四、海啸、风暴潮和内波：
1、海啸：主要是由地震引起的，故又称地震波。特点如下： ①波长很长，可达几公里；周期约为15～60分钟。
②波速很大，每小时可传播几百甚至上千公里。 ③在外海中其坡度甚小，很难观测到。但当海啸波传至近岸时，因 海水变浅，波高剧增，可达10米以上，最大可达25米，冲击陆地，危 害甚大。 ④在震中附近航行的船舶，因海水上下振动而有触礁的感觉，称为 “海震” 2、风暴潮：是指因台风等强风暴影响引起的海面异常升高的现象。 据统计表明，在通常情况下，气压每降低1hpa时，海面约升高1cm。 当强风吹向V形海湾时，海面升高明显加剧，如果适逢天文大潮，则可 能造成十分严重的灾害。
第三章 第三节海水的运动
潮汐的利用：
诺曼底登陆是第二次世界大战中的关键战役，1944年， 盟军在英国集结，计划在夜间横渡英吉利海峡，登陆法国 诺曼底地区。此战役涉及多兵种的合作，海军要求在低潮 时上陆，以便尽量减少登陆艇遭到障碍物的破坏；陆军要 求在高潮上陆，以减少部队暴露在海滩上的时间；空降部 队要求行动时有明亮的月光，便于识别地面目标，最终指 挥部选择在6月6号（农历四月十六）作为登陆日。
西南季风
高考真题演练
(2009年高考上海地理卷)洋流是大规模流动的海洋 水体，它对全球的热量平衡起着重要作用。读图回答问 题。
(4)为什么在有些大陆沿岸海 区会发生涌升流现象？在图2 所示①、②、③、④四海区 中，最可能出现涌升流的是 哪一海区？ ②处。
有些沿岸海区吹从陆地向海洋的风，导致沿海表层海水随风流 走， 海平面降低，附近海区海水就会从深层流过来补充，在 沿岸形成涌升流；有时密度差异也会造成某一海区与邻近海区 海面高度的差异，从而造成涌升流。
盛行风 低纬 东北信风(北半球) 信风 东南信风(南半球)
中纬 西风
西南风(北半球) 西北风(南半球)
极地 东风
东北风(北半球) 东南风(南半球)
季风
风海流名称 北赤道暖流 南赤道暖流 北太平洋暖流、北大西洋暖流 西风漂流(寒流)
东格陵兰寒流、拉布拉多寒流 南极环流
北印度洋的季风洋流
(2)密度流 由密度差异影响而形成的洋流
哥
加
湾
北大西洋暖流 那
暖
利
流
寒
流
东格陵兰寒流
北赤道暖流
巴
南赤道暖流
西
暖
流
西风漂 流
印度洋 洋流分布 图
南赤道暖流
厄 加
第二节 海流
★按海流温度属性分类：
⑴冷流：海流的水温低于它所流经海域的水温，称为冷流，又称寒
流。通常，由高纬流向低纬的海流为冷流。
⑵暖流：海流的水温高于它所流经海域的水温，称为暖流。通常，
由低纬流向高纬的海流为暖流。
⑶中性流—海流的水温与它所流经海域的水温基本一致，称为中性
都盛行强劲的西风，风力常达11级；再加上好望角特有的岬角效应， 致使好望角航线常年狂风恶浪，海面极不平静。
三、我国近海的风浪概况： 我国近海的浪主要受季风制约。 冬季：长江口以北海域盛行偏北季风，渤海和黄海多为西北浪和北
向浪。 东海和南海盛行东北季风，以东北浪居多，台湾海峡东北浪占 优势。
夏季：盛行偏南季风，渤海、黄海和东海以东南浪为主，南海以南 向浪为主。 夏季风浪较小。
在北半球，密度小的高温水域，位于海流流向的右侧；密度大的低 温水域，位于流向的左侧。南半球反之。
②倾斜流：是指在不均匀的外压场作用下的梯度流，如：海洋上大气
压分布不均匀；大河入海口或迎风的海边，它们引起的海水不均匀堆 积，使海面（等压面）发生倾斜，从而产生倾斜流。
⑶补偿流：海水的流动具有连续性，某处的海水流失，则必有其它 海区的海水流来补偿，这种流称为补偿流。
特点：①来自热带海洋，水温高，属暖流。 ②流速较大。
4、西风漂流： 形成：西边界流在An作用下不断向右偏转，进入西风带后加上西风作
用，便形成了基本自西向东流动的西风漂流。 特点：①由于西风漂流是在暖性的西边界流的基础上形成，因此，西
风漂流仍然属暖流。 ②南半球无大陆阻挡,形成一个连续水环,使三大洋西风漂流彼此沟
3、西边界流： 形成：南、北赤道流到大洋西岸后分支，小部分向南汇入赤道逆流，
11-1-第五章-海流-第四节-地转流与风海流
3、风海流的体积输送
积分求海水体积运输总量 ： (1)对于无限水深，垂直通过单位宽度的体积运输总量
运输总量规律：只发生在x方向上，而在y方向都不发生体积输送。 (2)对于浅海规律：在x与y方向上都将有体积输送，且其运输方 向随水深减小而偏近风向方向
§5.4. 3、升降流
1、现象及相关概念：
（1）风海流的体积运输必然造成部分海区得到海水，产生海水的 辐聚与堆积；部分海区失去海水，使得海水发生辐散。 （2）在海水的辐聚区海水必然下沉，而辐散区的海水必然上升， 相互间的海水进行水平方向的补充流动就形成补偿流。 （3）深层海水的这种向上涌升的垂向运动就称为上升流或涌升流 ，反之，海水自上向下的垂向流动就称为下降流。两者有时合称 为升降流。 （4）由风海流引起海水的垂向运动及水平方向的补偿流等现象也 称为风海流的负效应。
辐角(45 az)表示流速方向偏离z轴的角度， 它随深度加深而不断右偏
埃克曼螺旋线: 以上各层深度的 漂流流速大小和 方向随深度在不 断变化，将各层 流速矢量的曲线 如图所示。其中 的箭头表示小和 流向。
埃克曼螺旋线
2、浅海(有限深度)风海流
对于有限深度的海域，由于海 底摩擦的作用，使流速矢量的 偏向与无限深海漂流有所差别 ，并随水深发生变化。
《海洋工程环境学》
第五章 海 流
船舶工程学院 赵彬彬 讲师
§5.4 地转流与风海流
本节内容：
§5.4.1、地转流 §5.4.2、风海流 §5.4.3、升降流
§5.4. 1、地转Байду номын сангаас 1、概念：
地转流：海水仅在水平压强梯度力与地转偏向力的平衡 作用下所作的定常稳定流动 。
2、运动特征：
海水并不沿压强梯度力的作用方向运动，而是在地转 偏向力的作用下逐渐改变运动方向，直至两力反向平衡 处于稳定运动状态。