船舶与海洋工程结构。
课程作业。海流概述。
1. 基本概念。
海流又称洋流，是海水因热辐射、蒸发、降水、冷缩等而形成密度不同的水团，再加上风应力、地转偏向力、引潮力等作用而大规模相对稳定的流动，它是海水的普遍运动形式之一。
海洋里有着许多海流，每条海流终年沿着比较固定的路线流动。它象人体的血液循环一样，把整个世界大洋联系在一起，使整个世界大洋得以保持其各种水文、化学要素的长期相对稳定。
2. 海流的分类。
2.1风海流。
第一是海面上的风力驱动，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。
海流形成之后，由于海水的连续性，在海水产生辐散或辐聚的地方，将导致升、降流的形成。
图1 风海流流向示意图。
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。
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海流、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。
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。
海洋中除了由引潮力引起的潮汐运动外，海水沿一定途径的大规模流动。引起海流运动的因素可以是风，也可以是热盐效应造成的海水密度分布的不均匀性。海水沿着一定的方向有规律的水平流动。
海流可以分为暖流和寒流。若海流的水温比到达海区的水温高，则称为暖流；若海流的水温比到达海区的水温低，则称为寒流。一般由低纬度流向高纬度的海流为暖流，由高纬度流向低纬度的海流为寒流。
海流还可以按成因分为风海流、密度流和补偿流。盛行风吹拂海面，推动海水随风漂流，并且使上层海水带动下层海水流动，形成规模很大的海流，叫做风海流。
2.2密度流。
不同海域海水温度和盐度的不同会使海水密度产生差异，从而引起海水水位的差异，在海水密度不同的两个海域之间便产生了海面的倾斜，造成海水的流动，这样形成的海流称为密度流。
图2压强梯度力。
当某一海区的海水减少时，相邻海区的海水便来补充，这样形成的海流称为补偿流。补偿流既可以水平流动，也可以垂直流动，垂直补偿流又可以分为上升流和下降流，如秘鲁寒流属于上升补偿流。
综上所述，产生海流的主要原因是风力和海水密度差异。实际发生的海流总是多种因素综合作用的结果。
大洋中深度小于200-300米的表层为风漂流层，行星风系作用在海面的风应力和水平湍流应力的合力，与地转偏向力平衡后，便生成风漂流。行星风系风力的大小和方向，都随纬度变化，导致海面海水的辐合和辐散。一方面，它使海水密度重新分布而出现水平压强梯度力，当它和地转偏向力平衡时，在相当厚的水平层中形成水平方向的地转流；另一方面，在赤道地区的风漂流层底部，海水从次表层水中向上流动，或下降而流入次表层水中，形成了赤道地区的升降流。
大洋上的结冰、融冰、降水和蒸发等热盐效应，造成海水密度在大范围海面分布不均匀，可使极地和高纬度某些海域表层生成高密度的海水，而下沉到深层和底层。在水平压强梯度力的作用下，作水平方向的流动，并可通过中层水底部向上再流到表层，这就是大洋的热盐环流。大洋表层生成的风漂流，构成大洋表层的风生环流。
其中，位于低纬度和中纬度处的北赤道流和南赤道流，在大洋的西边界处受海岸的阻挡，其主流便分别转而向北和向南流动，由于科里奥利参量随纬度的变化(β-效应)和水平湍流摩擦力的作用，形成流辐变窄、流速加大的大洋西向强化流。每年由赤道地区传输到地球的高纬地带的热量中，有一半是大洋西边界西向强化流传输的。进入大洋上层的热盐环流，在北半球由于和大洋西向强化流的方向相同，使流速增大；但在南半球则因方向相反，流速减缓，故大洋环流西向强化现象不太显著。
3. 大洋环流。
3.1风生环流。
在海面风应力和海洋热盐分布变化产生的密度梯度力等作用下，经流各海区的海流相互连接就形成大洋环流。
图3 世界洋流分布图。
大洋环流主要分为两种，其一是风生环流，其二是热盐环流。
风海洋和大气通过海气界面上动量、热量和水的交换产生相互作用，构成一个耦合系统，有关海洋环流的研究最终应当在这个耦合系统下进行。海洋环流是在风应力、热通量和水通量的共同作用下形成的，只是在不同场合下起主导作用的因子不同。风应力强迫对风生环流有重要贡献。
全球海洋平均深度4000米，其中上层1000米左右，大约是平均温跃层的范围，受到风应力的作用最大。因此，可以概括为生环流是因风引起的大洋环流，主要表现在大洋的上层。
图4 大气环流与洋流分布图。
风生环流有几下几个重要的特征：
1）正压流是风生环流的重要表现之一。正压流的主要成员（如围绕南极大陆自西向东的洋流，副热带和热带区域海盆尺度的大涡旋等）也是风生环流的主要成员。
2）风生环流能向深层海洋发展。风应力的空间变化及科氏参数随纬度的变化可以造成直接由风应力驱动的海表边界层的输送的空间变化，从而引起辐合、辐散和相应的上升、下沉运动，这是风生环流得以向较深层海洋发展以及产生逆风洋流的重要原因之一。
3）浅海的风生环流与其在开阔海域及大洋有显著差异。由于海岸的约束，水体在某些地方积聚，在其他地方亏损，从而风海流受海岸线诱导明显。
3.2热盐环流。
热盐环流的作用区域主要集中在大洋的深层。热盐环流是由热通量和淡水通量强迫的海流。
现代大洋热盐环流的一个显著特征是北大西洋有深水形成而北太平洋没有。现代大西洋北部的深水源头很强劲，它可以通过深层西边界流越过赤道最终进入到南大洋与威德尔海和罗斯海的深水相汇合，再进入广阔的印度洋和太平洋海域而上升。
热盐环流属于冷水系环流，其形势与大洋水团的形成和分布相关。在两极海域，随着纬度的增高，上层海水急剧冷却，密度增大而剧烈下沉，成为大洋中层、深层和底层水的主要源地。在底层水团中，最为著名的是南极底层水，充斥全球大洋底部。
南极底层水主要在冬季形成于威德尔海和罗斯海。
深层水团是世界大洋中厚度最大的水团，其体积约占全球海水的30%，其中最著名的是北大西洋深层水。研究表明，从格陵兰和挪威海溢出的低温、低盐的深层水，形成北大西洋东部的深层水，由格陵兰-冰岛溢出的海水，形成北大西洋西部的深层水。
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海洋工程英语
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