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4.4洋流(3)

作者:地理人来源:未知 时间:2022-10-26 阅读: 字体: 在线投稿

  3)风海流的负效应 风海流作用包括两方面,一方面,风的切应力直接导致了一支深度不大的风海流;另一方面,风海流体积运输又会使海水密度的水平分布发生变化,从而又产生密度流。这种由于风海流的体积运输而导致的海流,叫做风海流的负效应。

  海洋中海水密度分布的实际情况是上层海水暖而轻,密度小;下层海水冷而重,密度大。又因为风海流的流速随深度增加以指数规律减小,所以上层流速大,偏转效应也大,下层流速小,偏转效应也小。故表层暖而轻的海水输向右方(北半球),次表层冷而重的海水,由于偏转效应小且受流体连续性原理的约束,必然从左边上升到表层,以补充表层水的右移。海水密度的这一分布特点,将会导致一支与风向一致的密度流。

  在北半球稳定的反气旋控制的海区内,风围绕反气旋中心作顺时针方向流动。因此,由风引起海水体积运输,是趋向反气旋中心。这样造成较轻的表层海水,在反气旋中心发生堆积而下沉,形成下降流。而在反气旋周围,次表层较冷的海水就会上升到表层,以补偿表层水的损失。这样,反气旋中心的海水暖而轻,密度小;反气旋周围的海水冷而重,密度大。海水密度在水平方向的这种不均匀分布,将产生一支与风向一致的表面环流,叫反气旋大洋环流。同理,在气旋控制的海区里,风围绕着气旋中心作逆时针方向流动,由风引起的海水体积运输是向外的,结果在气旋中心,表层较轻的海水被输向气旋边缘海区,次表层较重海水,便上升到海面。这种密度分布特点,同样要产生与风向一致的海流,叫气旋型大洋环流。由于表层海水向外辐散,在气旋中心就会产生上升流。可以想象,在大型反气旋型或气旋型水平环流之中,还叠置有垂直方向的环流。

  在海岸附近,情况要复杂一些。例如,北半球大洋东岸附近某一海区,当平行于海岸的风从南面吹来时,首先在海洋表面引起风海流,其作用深度也就是风海流的摩擦深度。风海流体积运输,将导致表层海水在沿岸附近堆积,其结果,一方面将导致沿岸附近产生下降流;另一方面,也会使海岸附近的海面(等压面)稍稍上升,等压面相对水平面发生倾斜,从而会产生一支与风方向一致的海流。由于等压面的倾斜,是由风引起增水导致的,所以等压面倾角上下一致,即这种海流具有倾斜流的性质。由此可见,风的切应力不仅产生一支纯粹的风海流,而且还形成一支与风向一致的倾斜流。同理,平行海岸的风,从北方吹来时,会在海岸附近形成风海流、倾斜流和上升流。

  上升流是深层水被带到表层的过程。其重要性远远超过了它的物理意义,因为深层水能把大量的营养物质带到表层,并为浮游生物所吸收。因此,在世界上,上升流区总是生物量最富饶的区域。在中纬度大洋东侧,如秘鲁、加利福尼亚沿岸、西南非洲和北非西岸,以及南大洋和白令海,上升流达到相当大的规模。据调查,上升流海域只占海洋面积的0.1%,但渔获量却占全世界的50%。

  2.梯度流(地转流)为了说明梯度流产生的原因,需介绍等压面和水平面的概念。所谓等压面,是一个假想的面,沿着这个面,流体所承受的压力处处相等。海面可以近似地看作是等压面。假定在海洋中选取两个等压面P1和P2,若P1=0,则在等压面P2上,单位面积所承受的水柱重量为:

  

  式中,m为两个等压面之间海水的质量;s为等压面的横截面积。其中:

  m = ρhs (4-37)

  式中,ρ为两等压面之间海水的平均密度;h为两等压面之间的垂直距离。所以

  P2=ρgh (3-38)

  若P1不等于0时,则

  P2-P1=ρgh (4-39)

  所以

  

  可见,两个给定等压面之间的距离h,与其平均密度成反比,ρ愈大,该两个等压面间距愈小,反之,则愈大。水平面也是一个假想面。这个面处处与重力垂直,这个面没有重力的分量。物体在这个面上的运动,重力不做功,即位势相等。所以水平面又叫等势面。由于重力垂直于水平面,且方向指向下。压强梯度力垂直于等压面,且方向指向压力减小的方向,即向上。所以,当等压面与水平面重合时,压强梯度力与重力平衡,如果海水原来是静止的话,会继续保持静止状态。当等压面相对水平面发生倾斜时,由于压强梯度力(D)永远垂直于等压面,因此,从水平上看,可将压强梯度力分解成垂直于水平面的分力D1和平行于水平面的分力D2。垂直分力D1与重力(g)方向相反,故被重力抵消;而水平分力D2会促使海水流动。这个压强梯度力的水平分力就是产生梯度流的原动力。若从等压面上分析,则可以把重力分解成两个分力,重力的一个分力与等压面垂直,方向与压强梯度力相反,因而被抵消;另一个分力与等压面平行,促使海水流动,即重力在等压面上的水平分力产生海流。这两种分析方法的效果是一样的。

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