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在水平壓強梯度力的作用下,海水將在受力的方向上產生運動。與此同時科氏力便相應起作用,不斷地改變海水流動的方向,直至水平壓強梯度力與科氏力大小相等方向相反取得平衡時,海水的流動便達到穩定狀態。若不考慮海水的湍應力和其它能夠影響海水流動的因素,則這種水平壓強梯度力與科氏力取得平衡時的定常流動,稱為地轉流。

1 地轉流 -概念闡述

在水平壓強梯度力的作用下,海水將在受力的方向上產生運動。與此同時科氏力便相應起作用,不斷地改變海水流動的方向,直至水平壓強梯度力與科氏力大小相等方向相反取得平衡時,海水的流動便達到穩定狀態。若不考慮海水的湍應力和其它能夠影響海水流動的因素,則這種水平壓強梯度力與科氏力取得平衡時的定常流動,稱為地轉流。

實際上,要測定大範圍海域中各點的流速是困難的,但要測定此海域中各點的海水比容是辦得到的,而且由這些比容按動力計演算法求得的地轉流,又與較深海洋的下層海水的流動近似,故可以用這種海流的動力計算,代替較深層海流的測定。

2 地轉流 -地轉方程

為討論簡便起見,設等壓面只沿直角坐標系的x軸方向傾斜,它與等勢面的夾角為β,如圖5-4所示。此時海水運動方程簡化為

地轉流





 

第二式即為靜力方程。由第一式直接可得

地轉流




 上述情況下,地轉流向沿y軸方向,且在等壓面與等勢面的交線上流動。在北半球垂直於壓強梯度力指向右方,當觀測者順流而立時,右側等壓面高,左側低。即等壓面自左下方向右上方傾斜。在南半球則與之相反。

在整個海洋中由內壓場與外壓場導致的地轉流卻具有其特定的分佈形式。由內壓場導致之地轉流,一般隨深度的增加流速逐步減小,直到等壓面與等勢面平行的深度上流速為零;其流向也不盡相同,有時稱其為密度流。由外壓場導致的地轉流,自表層至海底(除海底摩擦層外),流速流向相同,有時稱其為傾斜流。然而在實際海洋中,地轉流往往是在總壓場作用下引起的。

3 地轉流 -相關因素

海洋中的密度變化是連續的,因此,由於海水密度分佈不均勻產生斜壓場引起的地轉流場的變化也應當是連續的。但為了簡便起見,僅取兩層密度不同的海水加以討論。設上下層海水密度分別為ρ1與ρ2,且ρ2>ρ1。在海水靜止時,其界面應是水平的。然而當上下層海水分別以流速v1與v2流動時,則界面一般不會再是水平的,而會發生傾斜,設其相對x軸的傾角為γ。另外設等壓面也只在x軸方向傾斜,上下兩層海水等壓面的傾角分別為β1與β2。海水只在y軸方向流動。

通過兩層海水界面時海水的壓力變化是連續的,界面上任意兩點之間的壓力差為dp,即有dp1=dp2

地轉流


 

地轉流


 

地轉流

 

地轉流

 

 

地轉流

 

 

地轉流

 

 

 

此式可應用於密度連續變化的海洋中。

式(5—28)和(5—29)兩式給出了密度界面(在密度連續變化的海洋中為等密度面)的傾角與流場、壓力場之間的相互關係。可見只有在ρ2v2=ρ1v1,即上下兩層海水的動量相等時,界面才是水平的,這在海洋中,特別是大洋上層一般難以滿足,因為等密度面通常是傾斜的。

不過在赤道例外,因為那裡f=0,所以tgγ=0。 等密度面的傾角比等壓面的傾角大得多,一般為等壓面傾角的102~103倍。這就為利用密度場描述地轉流提供了方便條件。實際海洋中的地轉流流速,一般是上層大於下層,不難從式(5—29)中看出,設v2=0,

地轉流





因為ρ2>ρ1,故上式永遠為負值,即tgβ1與tgγ符號相反,說明等壓面與等密面相對x軸傾斜方向相反。反之,當上層流速小於下層流速時,則等壓面與等密面的傾斜方向相同。但這在海洋中比較少見。

上述關係可用下述法則綜合:當上層流速大於下層流速時,順流而立,則在北半球密度小的海水在右側,密度大的海水在左側,等壓面自左向右上傾斜。在南半球則相反。海水密度,特別在大洋上層,其水平分佈主要由溫鹽決定,因此等密面的傾斜方向通常與等溫面和等鹽面的傾斜方向相同,從而與等壓面的傾斜方向相反。實際工作中常常可以根據等溫面(線)或等鹽面(線)的傾斜方向定性地推知地轉流的方向。

4 地轉流 -動力計算

由地轉流公式可知,只要知道等壓面相對等勢面的傾角,就可計算地轉流速。但是等壓面的傾角量級大小,至今難以直接測量。因此只有藉助于海洋調查中的溫度、鹽度和深度(壓力)資料,根據海水狀態方程,首先計算海水的密度或比容,進而計算等壓面之間的位勢差,再進行地轉流的計算。

一、計算公式(海蘭—漢森公式)

設在垂直於地轉流向的鉛直斷面上取相距L的兩個測站A0與B0,如圖5-6所示。Φ0、Φ1、Φ2與p0,p1,p2分別為等勢面與等壓面,β0、β1、β2為等壓面的傾角,v0、v1、v2分別為等壓面p0、p1、p2上的流速,則

地轉流







 

 

 

其中B1B2與A1A2分別為p1與p2等壓面之間在B0與A0站的鉛直幾何距離,根據關係式

地轉流




 

它們可以用位勢差表示,則有

地轉流



 

ΔΦB、ΔΦA分別為pl與p2等壓面之間在B0與A0站的位勢差。其計算方法由式(5—11)給出。

必須指出,由式(5-30)計算的流速是p1等壓面相對p2等壓面的流速,並非相對靜止海底的絕對流速。同理可計算自海面至海底任何兩等壓面之間相對流速。

二、流速參考零面的選取

為求得各層相對海底的絕對流速,必須在海洋中選取一個流速為零的參考面。在大洋中這個面是可以找到的,具體方法讀者可參考有關專門文獻,不作進一步介紹。至於淺海中零面的選取,可近似地視海底為零面,然後對不同深度的海底進行訂正即可。

由於動力計算方法是計算不同傾斜角度的兩等壓面之間的相對流速,所以它只適應於內壓場引起的地轉流的計算,對外壓場導致的傾斜流,不能用此法進行計算。因為外壓場中自表至底各等壓面都是平行的,其傾角相同,因此各等壓面之間的相對流速都為零。

實際工作中,由於事先無法了解地轉流向,在布設調查斷面時難以與其垂直。因此,通常在調查海區中布設多個測站,然後根據調查資料計算每個測站相應等壓面的位勢差,據此繪製位勢高度等值線(圖5—7)。高值中心,表示等壓面上凸,低值中心表示等壓面下凹。根據壓力場與流場的關係,不難理解這些等位勢高度線就是地轉流向線。在北半球,繞高值中心的流動方向為順時針,繞低值中心的流動方向為反時針。在南半球相反。而且等位勢高度線密集處流速大,稀疏處流速小。

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