第11章 风生海洋环流.doc

第11章 风生海洋环流 是什么驱动洋流呢？起先，我们也许会回答是风驱动环流。但是如果我们自习考虑这个问题，我们也许就不那么确定了。举个例子，我们会注意到，像在大西洋和太平洋上很强的北赤道逆流是逆风流动地。在16世纪西班牙航海家就注意到沿佛罗里达海岸的北向流动的强大洋流似乎与风没有关系。这是怎么产生的？还有，为什么强大的洋流在东海岸海面上出现而不再西海岸海面上出现呢？ 问题的答案在1947－1950发表的三篇著名论文中能找到。首先，Harald Sverdrup(1947)表明海洋表层大约1km的环流与风应力旋度有直接关系。Henry Stommel(1948)表示：由于科氏力随纬度变化，在大洋涡旋的环流是不对称的。最后，Walter Munk(1950)加入了涡旋粘滞性并计算了太平洋上层的环流。这三位海洋学家一起奠定现代海洋环流理论的基石。 11.1Sverdrup海洋环流理论(Sverdrup’s Theory of the Oceanic Circulation) 当Sverdrup在分析对赤道流的观测结果时，他突然想到把风应力旋度和海洋上层的质量传送联系起来。为了找到这种关系，Sverdrup假定：流动是固定的，测向摩擦和分子粘滞性很小，并且靠近海面的湍流可以用涡旋粘滞性描述。他进一步假设：流动是斜压的，风生环流在某一没有运动的深度消失。由(8.9 and 8.12)动量方程的水平部分为： Sverdrup对这两个方程从海面到深度－D进行积分，－D等于或大于水平压强梯度力变为零的深度。他定义： 其中Mx和My是风驱动层的质量传输，风生层一直伸展到假定的无运动层。 在海面水平边界条件是风应力，在－D深度边界风应力为零,因此洋流变成零。 其中Tx和Ty是风应力的水平分量。 用这些定义和边界条件，(11.1)变为： 用同样的方法，Sverdrup对连续方程(7.19)在同样的垂直深度上积分，假设在海面和深度－D处垂直方向上速度为零，得到： (11.4a)对y求微分，(11.4b)对x求微分，两式相减，再利用(11.5)可得： 是科氏参数随纬度的变化，其中curlZ(T)是风应力旋度的垂直分量。 图11.1 这是一个重要而又基础的结论——风生洋流的北向质量输送等于风应力旋度。注意到Sverdrup允许f随纬度变化。我们稍后会看到这很重要。 我们计算β的公式为： 其中R是地球半径ψ是纬度。 在大部分开阔海域，特别是在热带，风是呈带状分布，?Ty/?x足够小： 把(11.9)代入(11.5),Sverdrup得到： Sverdrup 从南北向的东边界x=0处对此式积分，假定没有流向边界的流。这需要在x=0处Mx=0，于是有： 其中△x是离海盆东边界的距离，括号代表风应力的带状平均值(图11.1)。 图11.2 根据风应力计算出来的东太平洋的质量输送用实线表示（11.9,11.11）；根据海洋学观测资料用地转法计算的结果用实点表示； Mx ，My 表示每秒通过宽1米、深1000米的铅直断面上的吨数（相当于每纬度0.1Sverdrup） 为了验证他的理论，Sverdrup比较了利用热带东太平洋已知风计算的输送值和利用Carnegie Bushnell收集的水文数据计算的输送值。这些水文数据是1828、1929和1939年的10月、11月在220N和100S之间沿800W、870W、1080W和1090W采集的。水文数据用来计算P，从D=-1000m积分得到。如图11.2，通过比较表明：不仅可以用风来准确计算输送，而且理论预言了风生流是可以逆风得。 对Sverdrup方法的评价(Comments on Sverdrup’s Solutions) Sverdrup假设i)海洋内部流是地转流；ii)有统一的无流深度；iii)Ekman输送是正确的。我们在第9章和第10章分别检验了Ekaman理论和地转平衡。我们对热带太平洋的无流深度知之甚少。 解法只局限于海洋东部，因为Mx随x增大而增大。结果是忽略摩擦的而得到的，而磨擦将最终是风生流达到平衡。然而，Sverdrup方法已经用于描述全球海表洋流系统。解法在每个海盆应用直到西海盆。南北流被限定在一个薄的水平边界层内(图11.3)。 只有一个边界条件得到满足，没有流经过东边界。更完整的描述流动需要更多的方程。 解法没有给出洋流的垂直分布信息。 结果是基于两次航海数据加上假定稳定的平均风速的数据。稍后Leetma,McCreary Moore计算用了更新的风速数据获得了随季节变化的解答。其结果与观测相符甚好，倘若无流深度取在500m。如果取另一个深度，结果就不理想了。 Wunsch(1996:§2.2.3)在仔细检查Sver