海洋科学导论（水文部分）第8讲压强梯度力、海洋压力场.pptx

海洋混合效应：匀和层、跃层

涡动混合 对流混合(降温) 对流混合(增盐)

匀和层

ρ跃层可能存在不存在 不存在;混合效应的特点;2压强梯度力、海洋压力场;顶面压力：

f1=pΔA方向垂直向下

;大小：;正压场：等压面与等势面平行的压力场，如图a;斜压场：等压面相对于等势面发生倾斜。如图b;内压场：由海洋中密度差异所形成的斜压状态;(3)压强单位;m·kg·S(米·千克·秒)

压强单位为帕斯卡(Pa)。动力学上用兆帕斯卡(MPa)

设dz=1m，g=9.8m/s2，海水ρ=1.027×103kg/m3

dp=ρgdz=1.006×104Pa=100.6hPa≈1.0×10-2MPa

可见:数值上数值上

1dz(米)=====100hPa=====10-2MPa(兆帕斯卡)

;3科氏力(CoriolisForce);;;1)大小;科氏力的量级很小，若?=45°，u=50cm/s，则;2)方向

北半球：位于物体运动方向的右方90°

南半球：位于物体运动方向的左方90°;4切应力;设μ为常量，单位质量海水所受切应力大小为;;(四)海水的运动方程;说明：

1)方程中略去了含垂直流速w项及其它小量项

2)方程右边各项表示作用在单位质量海水质点上的力，;4)在南半球，?取负值，方程形式不变;5.3连续方程;;或;质量连续方程;5.4边界条件;;5.5地转流（Geostrophiccurrent);;A.假设

海水为理想流体，无粘性，Kx=Ky=Kz=0,即湍应力为0

密度均匀（ρ=const）

海水无限宽广即

海水运动达到定常

?≠0，而且?的变化忽略不计（科氏力的纬度变化忽略不计）

水深很大

等压面只沿垂直坐标系的x轴方向倾斜，且与等势面的夹角为β

;;;v∝tgβ，β↑，v↑

北半球，流向指向等压面下倾方向右方90°。当顺流而立时，右侧等压面高，左侧低，即等压面自左下方向右上方倾斜。南半球与之相反。

海面以下等压面倾角相等，自上而下流速一致。

该计算式不适用于?=0或?→0的海区;例：某一海区有A、B两站如图所示，A站水位比B站水位高0.2米，AB之间的水平距离为360km。求地转流流速并作图，以箭头表示流向。;（1）ρ2ρ1，海水静止时，其界面是水平的(图a).

（2）上、下层以v1、v2流动时，界面发生倾斜，设界面对χ轴倾角为γ

（3）等压面只在χ轴方向倾斜，上下层海水的倾角分别为β1、β2，海水只在y轴上流动

通过两层海水界面时压力是连续的，界面上任意两点的压强差为dp;由地转流简化方程：;由地转流公式：;结论：1.只有ρ2ν2=ρ1ν1，界面才是水平的；实际海洋一般难以满足，但赤道除外，因为f=0，tgγ=0

2.等压面与等密度面相对χ轴的倾角方向相反;4.可根据等温面(线)或等盐面(线）的倾斜方向定性地推知地转流的方向;⑴问题的提出;⑵假设海区深层存在水平的等压面PN，该处流速为0

—零面或流速参考零面;根据流体静压关系，零面处E、F两点间的压强为;⑶计算公式;海兰-汉森公式，L为A、B两站的水平距离，??A为A站P等压面相对于零面的重力势差，单位m2·s-2;⑷动力计算例题;②实际上?A、?B随深度而变化;解：;a)第一近似：以求和代替求积;c)第三近似：以各个深度的比体积值代替各个等压面的比体积，1m量值上相当于10-2MPa;因此;;(5)根据流速流向作出矢量图;c)一般是在被计算海区选取三个站A、B、C，要求这三个站的连线构成一个直角三角形，如下图。

依直角边A、B两站的比体积计算流速在x方向的分量

依直角边B、C两站的比体积计算流速在y方向的分量

二者的合成代表整个被计算海区的地转流

方向也是合成的方向