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第五章：海洋环流
1、海流：是指海水大规模相对稳定的流动，是海水重要的普遍运动形式之一。海流一般是三维的，习惯上常把海流的水平运动分量狭义的称为海流，其铅直分量单独命名为上升流、下降流。
2、海洋环流：一般是指海域中的海流形成首尾相接的相对独立的环流系统或流旋。
一、海流的成因及表示方法
（一）成因：海流的产生有两个最基本的原因： 1、受海面上的风力驱动，形成风海流，也叫漂流；
2、海水的温、盐变化，引起密度分布变化，形成热盐环流，也叫密度流。 （二）海流的分类：
1、成因不同：风海流、热盐环流 2、受力情况不同：地转流、惯性流
3、发生的区域不同：洋流、陆地流、赤道流、东西边界流等 （三）海流的表示方法 1、拉格朗日方法 2、欧拉方法（常用）
海流流速单位：m/s
流向（指海水流去的方向）以地理方位角表示：北0°；东90°；南180°；西270°。流向与风向的定义恰恰相反，风向指风吹来的方向。
二、海流运动方程
海水的各种运动都是在力的作用下产生的，其运动规律同其他物体的运动规律一样，遵循牛顿运动规律和质量守恒定律。作用在海水上的力有多种，归纳起来分为两大类：
1、引起海水运动的力：重力、压强梯度力、风应力、引潮力等； 2、有海水运动后所派生出来的力：地转偏向力（科氏力）、摩擦力等。 （一）重力
在海洋学中，把重力加速度是为常量，取为9.80米每平方米。
对于静态的海洋，重力处处与海面垂直，此时海面称为海平面。处处与重力垂直的面也称为水平面。从一个水平面逆重力方向移动单位质量物体到某以高度所作的功叫做重力位势。连接位势相等的面称为等势面。静态海洋的表面是个等势面。两个等势面之间的距离称为位势差。 （二）压强梯度力
压强梯度力：单位质量海水所受静压力的合力。他与等压面垂直，且指向压力减小的方向。（公式）
在静态海洋中，当海水密度为常熟或者只是深度的函数时，海洋中的压力的变化也只是深度的函数，此时海洋中的等压面必然是水平的，即与等势面平行，这种压力场称为正压场。
当海水密度不为常数，特别是在水平方向上存在明显差异时，此时等压面向对于等势面将会发生倾斜，这种压力场称为斜压场。由海水中密度差异形成的斜压场，称为内压场。由于海洋外部原因（如风、降水等）引起海面倾斜所产生的压力场称为外压场。外压场叠加在内压场之上，一起称为总压场。
在斜压场的情况下，海水质点所受的重力与压强梯度力已不能平衡，由于等压面的倾斜方向是任意的，所以压强梯度力一般与重力方向不在同一直线上。
因为海洋常常处在斜压状态，所以压强梯度力水平分量也就经常存在，尽管它的量级很小，但由于海水本身是流体，在水平方向上极小的力也会引起流动，他因此成了引起海水运动的重要作用力。
两等压面之间海水密度越大，则铅直距离越小，反之亦成立。 （三）地转偏向力（科氏力）
由于地球自转（自西向东），运动的海水将受到因此而产生的惯性力的作用，使海水的运动方向发生偏转。这个使水质点运动方向发生改变的惯性力叫做地转偏向力，也称为科氏力。（公式）
科氏力的基本性质：
1、只有当物体相对于地球运动时才产生，静止时的物体不受科氏力的影响； 2、如果人们沿物体运动的方向看，在北半球他垂直指向物体运动方向的右方，在南半球恰恰相反，即指向左方；
3、科氏力只能改变物体的运动方向，而不能改变物体运动的速率；（引起方向与
运动物体的方向垂直）
4、科氏力的量值与物体运动的速率级地球纬度的正弦成正比，在赤道上为0。 注：f为常数的平面称为f平面，适应于小范围海域；
f随纬度线性变化的平面称β平面，适应于大范围海水运动时。 （四）摩擦力
两层流体产生相对应运动时，在其界面上将产生切应力。
切应力：两层流体作相对运动时，由于分子粘滞性，在其界面上产生的一种切向作用力。
单位体积的海水受到这个切应力的合力，称为海水的分子摩擦力。 海水的运动常具有湍流的性质，在湍流情况下，伴随着水块运动（将产生动量交换），所以在界面上也产生切应力，此即由湍流引起的摩擦力。 （五）、连续方程
所谓连续方程实质上是物理学中值量守恒定律在流体中的应用。质量连续方程，描述质量变化与体积变化之间的关系。 （六）边界条件
研究海洋环流时，通常考虑以下几种边界：与海岸、海底的固体边界；与大气之间的流体边界。它们构成与海水之间的不连续面，在运用方程讨论海水运动时应附以边界条件。
三、地转流
（一）地转流方程及其解
若不考虑海水（的湍应力和）其他影响海水流动的因素，则这种水平压强梯度力与科氏力取得平衡时的定常流动，称为地转流。（方程）
设等压面只沿直角坐标系的x轴方向倾斜，他与等势面的夹角为β， 则地转流方程为：
他与等压面倾角的正切成正比，与科氏参量f成反比，在赤道处，f=0，此式不适应。
上述情况下，对转流沿y轴方向，且在等压面与等势面的交线上流动。在北半球，垂直与压强梯度力指向右方（即偏离与压强梯度力的右方90°），当观测着顺流而立时，右侧等压面高，左侧低，即等压面自左下方向有上方倾斜，在南
半球则与之恰恰相反。
在整个海洋中，由内压场与外压场导致的地转流具有其特定的分布形式。由内压场导致的地转流，一般随深度的增加流速逐步减小，直到等压面与等势面平行的深度上流速为0；起流向也不尽相同，有时称其为密度流。由外压场导致的地转流，海水的密度均匀，等压面的倾角β不随纬度变化，称其为倾斜流，ν为常量，是地转流的特殊情况。
（二）地转流场与密度场、质量场之间的关系
取两层密度不同的海水，设上下层海水密度分别为ρ1与ρ2，且ρ2>ρ1。在海水静止时，其界面应该是水平的。然而当上下层海水分别以流速v1与流速v2流动时，则界面会发生倾斜。设其相对x于轴的倾角为γ，另外设等压面也只在x轴方向上倾斜，上下两层海水等压面的倾角分别为β1与β2，海水只在轴方向上流动。
由上可知：
①只有当，即上两层海水的动量相等时，界面才是水平的，这在大洋上层一般难以满足，因此，等密面通常是倾斜的，不过赤道例外，
②等密面的倾角要比等压面的倾角大得多，一般为等压面倾角的102~103倍。 ③实际海洋中的地转流流速，一般是上层大于下层，说明等压面与等密面相对x轴倾斜方向相反。
当上层流速大于下层流速时，我们顺流而立，则北半球，密度小的海水在右侧，密度大的海水在左侧，等压面自左向右上倾斜，在南半球则相反。
海水的密度，特别是在大洋上层，其分布主要由温度决定，因此等密面的倾斜方向通常与等温面和等盐面的倾斜方向相同，而与等势面的倾斜方向相反。
四、风海流
（一）埃克曼无限深海漂流理论
基本假定
1、在北半球稳定的风场长时间作用在无限广阔、无限深海的海面上，海水密度均匀，海面（等压面）势水平的； 2、不考虑科氏力随纬度的变化；
3、只考虑由铅直湍流导致的水平湍流切应力（摩擦力），且假定铅直湍流粘滞系