第八章大洋环流 (ocean current)

Presentation on theme: "第八章大洋环流 (ocean current)"— Presentation transcript:

1 第八章大洋环流 (ocean current)
引子：大洋环流与全球能量传输 8.1 表层大洋环流 8.2 深层大洋环流 8.3 海洋—大气相互作用

2 引子：大洋环流与全球能量传输 思考过程： 1.净辐射的纬向差异的存在——热量从低纬向高纬输送 2.气候模型模拟的结果
只考虑大气环流的径向输送，高纬度气温比实测偏低20℃，中纬度海温偏低10 ℃。 3.结论：应有附加的径向热量输送。

3 在加入洋流热量输送的气候模拟中，低纬温度下降，高纬温度上升，温度接近实测结果。
北半球热量的径向输送 4. 缺失项的估算 在加入洋流热量输送的气候模拟中，低纬温度下降，高纬温度上升，温度接近实测结果。

4 5.大洋环流形成的概念模型

5 8.1 表层大洋环流 （一）表层洋流的运动 1.表层洋流运动与大气运动成因的差异 太阳辐射对大气和海洋加热部位的不同；
大气和海洋垂向运动趋势的不同； 大气和海洋比热的不同，由于海洋温度的变化缓慢，而使得广大海域内的海水温度和密度的差异很小。 结论：大气和海水运动驱动力的不同，全球风场是产生表层大洋环流的主要驱动力。

6 2.风海流和简化表层洋流模式 （1）风海流的定义(Wind-drift currents) 风应力作用形成的海水流动，厚度较薄。 （2）观测事实 北半球的海水运动向风应力的右方偏离，南半球则向风应力的左方偏离。 大洋涡旋(Ocean gyres)的存在：在北半球呈顺时针方向旋转，在南半球呈逆时针方向旋转。

7 全球冬季表层大洋环流的分布

8 简化的表层洋流模式

9 3.实际表层洋流与简化模式的异同 相似之处 北半球副热带地区有一个顺时针方向的涡旋， 南半球副热带地区有一个逆时针方向的涡旋。 不同之处 赤道逆流（补偿流）； 环绕南极大陆的西风漂流（地形作用）； 高纬气旋型涡旋在北大西洋更为明显； 海水向涡旋的中部辐合，没有发生堆积。 可见，在风应力之外，还有其他的力作用于海水，形成表层洋流的运动特征。

10 （二）表层洋流运动的机理 1.水平运动——埃克曼输送 （1）实地观测：北冰洋漂流 （2）理论推导：埃克曼螺线 边界条件：持续强风，无限和均匀的海洋，无其它作用力。 三种作用力：上覆水的应力（在水面是风应力）、下伏水的应力和地转偏向力。 假设：水的运动表现为许多相互独立的薄水层的运动。

11 埃克曼螺线的结构

12 （3）结论： 表层洋流将沿风向的45°角方向流动； 流向将在表层以下100～200m之间处倒转； 100～200m处的流速只有表层流速的约4%。 推论： 当螺线中所有单个水层的运动叠加后，水的净输送方向与风向呈直角，称为埃克曼输送。

13 2.辐合和辐散 （1）主要辐合区：涡旋的中心。 （2）主要辐散区：赤道附近的海域，北美的西南海岸和北非的西海岸，南美和南非的西海岸。

14 3.垂直运动 （1）辐合区域——下沉流； （2）辐散区域——上升流。

15 4.大洋涡旋运动——地转流

16 （1）地转流的形成过程 海平面坡度的形成 海水沿压力梯度力方向流动 地转偏向力与压力梯度力平衡 地转流的产生 （2）定义：大致垂直于洋面坡度绕涡旋的海流。 （3）方向：与风海流一致 北半球绕涡旋呈顺时针流动； 南半球绕涡旋呈逆时针流动。 （4）结果：涡旋中水流的辐合与下沉。

17 5. 大洋涡旋运动的不对称性——边界海流 （1）表现：涡旋西部的海流狭窄并且流速快；东部的海流宽阔并且流速慢。 （2）原理：绝对涡度的守恒 涡度：描述流体绕轴旋转趋势的物理量。 绝对涡度：行星涡度与相对涡度之和，对于大尺度水平运动而言，绝对涡度保持恒定。

18 行星涡度：由于地球的自转，地面上的流体（除赤道外）具有绕着垂直轴的涡度。在北半球为正，在南半球为负，纬度越高，涡度越大。

19 相对涡度：流体相对于地球运动具有的涡度，北半球反时针旋转的海流具有正涡度，顺时针旋转的海流具有负涡度（箭头的长度代表相对流速）。

20 （3）大洋涡旋不对称性机理 涡旋周围产生负的相对涡度； 东部边界海流从北向南运动，行星涡度减小，岸线摩擦获得正相对涡度，使涡旋减弱； 西部边界海流从南向北运动，行星涡度增大，岸线摩擦获得正相对涡度，使涡旋增强。

21 6.表层洋流的图解模型

22 （三）表层洋流的作用 1.对热能进行纬向重新分配：将暖水向极地方向输送，而将冷水向赤道方向输送。 2.暖洋流和冷洋流形成不同的气候：北欧南部和加拿大东北部。 3.加那利寒流、本格拉寒流、加利福尼亚寒流和秘鲁寒流等是大陆西岸沙漠气候的成因之一。

23 8.2 深层大洋环流 （一）寻找深层洋流的驱动力 1. 风海流和埃克曼输送的存在表明：
表层洋流可以引起表层和深层海水的交流（上升流和下沉流）； 风应力不是深层海水运动的驱动力（风速随深度迅速减小）。

24 2. 地转流的存在表明： 海面坡度是表层洋流运动和上下层海水交流的直接原因； 由于坡度很小，不会引起大规模的深层海流。 3. 问题：深层洋流的驱动力是什么？ （1）海水密度分布的空间差异 水平差异小，垂直差异大。 （2）海水温度和盐度分布的空间差异 密度差异是由温度和盐度差异引起的。

25 （二）温盐环流 因海水温度和盐分差异形成的深海环流。 1.大洋的垂直结构 （1）水的密度与盐度、温度的关系 密度随盐度增大而增大； 在4℃以下时，密度随温度的升高而增大； 在4℃以上时，密度随温度的升高而减小。

26 （2）大洋的分层 混合层：低密度带，出现在大洋表层60～100m的范围内，占海洋体积2%； 功能：光合作用带

27 密跃层：密度随深度的加深而急剧增大的转换层，厚1km，占海洋体积18%；
盐度跃层 温跃层 功能：限制海水的垂直运动 使深海的温度和盐度不随季节而变化。 深冷层：1～5km以下，约占大洋体积的80%，分层、高密度、高盐、低温，底层密度最大。

28 （3）大洋温度和盐度垂直分布实况 温度分布特征 在高纬海域，温度的垂直跃变不明显。

29 盐度分布特征 副热带和低纬海域出现盐度最大值； 中纬海域盐度趋于随深度而增大； 高纬海域盐度相对较低，上下层差异不显。

30 2.底层水的形成 （1）原理：当极地海水冻结时，大部分海盐被析出，使得紧靠着海冰下面的水寒冷且高盐。深层洋流就起因于这种高密度海水下沉形成的底层水。 （2）源地和流向 南极底层水：南极洲的威德尔海 北大西洋深层水：北冰洋的格陵兰沿岸 两股底层水均向赤道方向流动

31 大洋底层水的流向

32 （三）温盐输送带 1.概念：由温盐环流驱动下的完整的海水循 环圈。 2.原理——水的不可压缩性 高纬海域水的下沉必然伴随着其它一些海域水的上升，也必然会有表层水流向高纬以补偿那里因下沉流向赤道的水量。 3.流路与流速 北大西洋深层水→南极底层水→环极地洋流→印度洋和北太平洋上升流→表层洋流→北大西洋。 循环周期≈1000年

33 4000米深度的深层洋流

34 温盐输送带理想模式

35 4.深层洋流的图解模型

36 5.作用 驱动海洋中的物质（养分）循环 通过海-气相互作用影响地球上的气候 6.认识的局限 忽略了许多细节，如地中海水通过直布罗陀海峡从大约1000m深处扩散进入大西洋中部形成的温暖、高盐水舌。

37 北大西洋1000m深度的温度的分布

38 北大西洋1000m深度的盐度的分布

39 （四）洋流与热量输送 1. 热量输送特征 （1）海洋与大气的向极热量输送总量相当； （2）低纬的热量输送，海洋多于大气；中、高纬的热量输送，则大气多于海洋。

40 2. 海洋与大气热量输送的差异 （1）海水密度大，流动慢，输送周期长； （2）海水比热大，加热和冷却均缓慢，对大气的热量输送也具有明显的时滞； （3）底层水的流动是海水的热量输送的“发动机”，可以对1000a尺度和百年尺度的气候变化产生影响。 3.北大西洋暖流中断与高纬气候变暖的负反馈效应