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第五章 海洋环流 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。所谓“大规模”是指它的空间尺度大，具有数百、数千千米甚至全球范围的流域；“相对稳定”的含义是在较长的时间内，例如一个月、一季、一年或者多年，其流动方向、速率和流动路径大致相似。 海流一般是三维的，即不但水平方向流动，而且在铅直方向上也存在流动，当然，由于海洋的水平尺度（数百至数千千米甚至上万千米）远远大于其铅直尺度，因此水平方向的流动远比铅直方向上的流动强得多。尽管后者相当微弱，但它在海洋学中却有其特殊的重要性。习惯上常把海流的水平运动分量狭义地称为海流，而其铅直分量单独命名为上升流和下降流。 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。就整个世界大洋而言，海洋环流的时空变化是连续的，它把世界大洋联系在一起，使世界大洋的各种水文、化学要素及热盐状况得以保持长期相对稳定。 §5.1 海流的成因及表示方法 海流形成的原因很多，但归纳起来不外乎两种。第一种原因是海面上的风力驱动，它形成风生海流。由于海水运动中粘滞性对动量的消耗，这种流动随深度的增大而减弱，直至小到可以忽略，其所涉及的深度通常只为几百米，相对于几千米深的大洋而言是一薄层。海流形成的第二种原因是海水的温盐变化。 因为海水密度的分布与变化直接受温、盐的支配，而密度的分布又决定了海洋压力场的结构。实际海洋中的等压面往往是倾斜的，即等压面与等势面并不一致，这就在水平方向上产生了一种引起海水流动的力，从而导致了海流的形成。另外海面上的增密效应又可直接地引起海水在铅直方向上的运动。 为了讨论方便起见，也可根据海水受力情况及其成因等，从不同角度对海流分类和命名。例如，由风引起的海流称为风海流或漂流，由温盐变化引起的称为热盐环流；从受力情况分又有地转流、惯性流等称谓；考虑发生的区域不同又有洋流、陆架流、赤道流、东西边界流等。 描述海水运动的方法有两种：一是拉格朗日方法，一是欧拉方法。前者是跟踪水质点以描述它的时空变化，这种方法实现起来比较困难，但近代用漂流瓶以及中性浮子等追踪流迹，可近似地了解流的变化规律。 通常多用欧拉方法来测量和描述海流，即在海洋中某些站点同时对海流进行观测，依测量结果，用矢量表示海流的速度大小和方向，绘制流线图来描述流场中速度的分布。如果流场不随时间而变化，那么流线也就代表了水质点的运动轨迹。 海流流速的单位，按SI单位制是米每秒，记为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，则流向记为0°（北），向东流动则为90°，向南流动为180°，向西流动为270°，流向与风向的定义恰恰相反，风向指风吹来的方向。绘制海流图时常用箭矢符号，矢长度表示流速大小，箭头方向表示流向。 §5.2 海流运动方程 5.2.1运动方程 显然，只要给出作用力，便可由方程了解海水的运动状况。 作用在海水上的力有多种，归结起来可分为两大类：一是引起海水运动的力，诸如重力、压强梯度力、风应力、引潮力等；另一类是由于海水运动后所派生出来的力，如地转偏向力（Coriolis力，亦称为科氏力）、摩擦力等。以下首先对海水所受各种力加以分析，并给出其解析表达式。 一、重力、重力位势 地球上任何物体都受重力的作用，当然海水也不例外。所谓重力是地心引力与地球自转所产生的惯性离心力的合力。习惯上人们将单位质量物体所受的重力称为重力加速度，以g表示，它是地理纬度φ与从海平面向下算起深度z的函数。其表达式为 g=（9.80616-0.025928cos2φ+0.00069cos22φ-0.000003086z）m/s2 据此计算，海面上从赤道到极地重力加速度之差仅为0.052m/s2，在φ=45°处，海面与10km深处的重力加速度之差约为0.031m/s2。因此在海洋研究中，一般把g视为常量，取为9.80m/s2，已可满足要求。 对于静态的海洋，重力处处与海面垂直，此时的海面称为海平面。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物体到某一高度所做的功叫做重力位势，即 dΦ=gdz 式中dΦ为所做的功，dz为物体铅直移动的距离。联结位势相等的面称为等势面。静态海洋的表面是一个等势面。在海洋学中，两个等势面之间的位势差常以位势米（gpm）为单位表示，其定义为 dΦ（gpm）=（1/9.8）gdz （5-4） 二、压强梯度力、海洋压力场 海洋中压力处处相等的面称为等压面。海洋学中把海面视为海压为零的等压面（以往称为一个大气压，平均为1013.25hPa）。 在右手直角坐标系中，坐标原点取在海面，z轴向上为正，那么海面以下-z深度上的压力则为 p=-ρgz （5-5） 式中ρ为