海洋科学导论期末复习整理(6)

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。

压强梯度力

压强梯度力是单位质量海水所受压力的合力，其方向与压强梯度相反；其大小等于压强梯度

1值除以海水密度，单位（N/kg3），即G p(N kg 3)

其在直角坐标系中的三个分量为：Gx 1 p x Gy 1 p y Gz 1 p z

垂直压强梯度力（即压强梯度力的垂直分量Gz）必然与重力平衡；水平压强梯度力

（即压强梯度力的水平分量Gx和Gy）则使海水沿其方向产生水平运动，除非有其它改变海水运动方向的力。

科氏力

科氏力fc（又称地转偏向力）是由地球自转而对运动物体产生的作用力，其方向在

北半球垂直于物体运动方向且指向其右方，南半球正相反；

其大小等于物体运动速率V与科氏参数f=2ωsinφ之积，即：fc = fV

科氏力在x、y及z三个坐标轴上的分量依次为：

fcx = fv， fcy = -fu， fcz ≈ 0

摩擦力

相邻两层海水之间或海水与其边界之间，因海水相对运动而产生的切向作用力，称

为摩擦力。

其大小正比于作用界面的法线方向上的流速梯度，比例系数称为粘滞系数，方向与

流速方向相反。

摩擦力分为分子摩擦力和湍流摩擦力，相应的粘滞系数分别称为分子粘滞系数和湍

流粘滞系数，通常后者比前者大数个量级，故在海洋学中通常忽略分子摩擦力。 摩擦力

研究海水运动时，通常考虑单位质量海水所受湍流摩擦力的合力，其在x、y及z轴上的分量依次为：Fx 1 uKx x x u 1 u 1 Ky Kz y z z y

1 v 1 v 1 v Ky Kz Fy Kx x x y y z z

Fz 1

x w 1 w 1 Kx Ky x y y z w Kz z

其中Kx、Ky和Kz分别为x、y及z方向上的湍流粘滞系数。通常Kx、Ky远大于Kz，但由于流速分量的垂直梯度远大于水平梯度，因此，上式中只有垂直湍流引起的水平湍流摩擦力才是重要的。

海流运动基本规律描述

遵循牛顿运动定律和质量守恒定律，即可利用运动方程和连续方程来进行表达。 运动方程

dudt dvdtdwdt Fx Fy Fz

连续方程

u

x v

y w

z 0

边界条件，如海面的运动学边界条件为 w = dζ/dt

地转流：斜压海洋中等压面倾斜于等势面，水平压强梯度力与科氏力平衡时，海水

稳定的流动称为地转流。

地转流主要特征

地转流大小与等压面和等势面之间夹角的正切成正比，而与科氏参数成反比；其方

向平行于等压线，北半球观测者面朝流向而立，右侧等压面高、左侧等压面低；南半球相反。

对于海水密度均匀分布的斜压场，等压面主要是由不规则增减水、风或气压变化等

原因造成的，此时等压面相对于等势面的倾角β不随深度而变，故流速v为常量，这种地转流又称倾斜流或坡度流。

对于由海水密度分布不均匀引起的斜压场，等压面相对于等势面的倾角β随深度增

加而逐渐减小，至某一深度两者重合，故此时的地转流流速也随深度增加而逐渐减小，至等压面和等势面重合的深度流速等于0，这种地转流又称密度流。如图。 地转流主要特征

对于倾斜流或坡度流，北半球观测者面朝流向而立，右侧水位高、左侧水位低； 对于密度流，北半球观测者面朝流向而立，右侧海水密度小、温度高、盐度小，左

侧海水密度大、温度低、盐度大。

南半球情形正相反。

风海流：海面在稳定风场长时间作用下，当垂直湍流引起的水平摩擦力与水平科氏

力平衡时，所形成的海水稳定流动。

风海流特征

海面流速V0大小正比于海面风应力ty，反比于垂直湍流摩擦系数Kz和地理纬度正弦

f 的平方根；流向与 x 轴成45º，即偏于风矢量之右45º，南半球则为风向之左。 海面以下流速大小V= V0exp(az)，随深度增加(z<0)按指数减小；流向与 x 轴的夹角

为45º+az，并随深度增大而不断顺时针转向。当深度增加至 z = -p/a 时，V= V0exp(-p)≈0.043 V0，流向与 x 轴的夹角为 -135º，即恰与海面流向相反。

z = - p/a 时的深度称为摩擦深度，用D表示，即D = p/a = p/(rwsinf/Kz)1/2，其大小

与垂直湍流摩擦系数Kz和地理纬度f 有关。海面至摩擦深度范围内不同深度流速矢量的端点的连线称为艾克曼螺旋。

对于浅海风海流，由于海底摩擦作用，各层流速大小相应减小，流向相对于风向的

偏角也减小。通常当水深 h ≥ D/2时，可当作无限深海风海流来处理。

当海流越过海底高地（如海山和海岭等），等密度面因地形而上凸，等压面相应地下

凹，因此在北半球，海流上坡时向右偏转、下坡时向左偏转；南半球偏转方向相反。 在较为陡峭的近岸海区，水深又较大时，沿岸风的作用使近岸海流自表层至海底可

能出现三层流动结构：

表层流——风海流和倾斜流的合成流；

中层流——为纯倾斜流；

底层流——受底摩擦影响的倾斜流。

上升流是指海水自深层向上涌升而形成的海流；下降流则是海水自上层下沉而形成

的海流。

它们均是风海流的副效应。

风海流体积运输在近岸等海域使海水发生辐散或辐合，由于海水连续性，辐散处海

水自深层向上涌升而形成上升流，辐合处海水自上层下沉而形成下降流。

上升流多见于副热带信风区大洋的东边界，如秘鲁和加利福尼亚沿岸都是有名的上

升流区。

利用人工鱼礁可以造成上升流域，形成渔场。

大洋中相对独立的海流循环系统，可分为风生表层环流和热盐深层环流两大类。 表层环流主要由大气环流驱动，如北太平洋副热带反气旋涡环流、太平洋亚北极气

旋涡环流等。

深层环流因温盐度分布不均导致密度差异而成，如北大西洋深层水、南极底层水等。 表层环流

海洋表层环流与全球风场分布密切相关。

而全球风场分布又与大气环流相关。

在一个理想海洋中，风生海流理论上应有的环流型态。

压强梯度力、科氏力和地球表面摩擦阻力平衡，形成大洋表层环流系统。