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水平补偿流介绍 了解水平补偿流的详细内容

展开全部 一、洋流的成因及类型2113(一)洋流及其分类52611.洋流的概念 洋流即海流,是4102指海洋中具有相对稳定的流速1653和流向的海水,从一个海区水平地或垂直地向另一海区大规模的非周期性的运动。洋流具有非常大的规模,如湾流,它的流量相当于世界陆地总径流量20余倍。所以洋流是促成不同海区间进行大规模水量交换的主要因子。伴随着大规模的水量交换,还有热量交换、盐分交换和溶解气体交换等。所以洋流对气候、海洋生物、海洋沉积、海上交通,以及海洋环境等方面都有巨大影响。2.洋流的分类 洋流按成因可分3类:①风海流:是在风力作用下形成的;②密度流:是由于海水密度分布不均匀引起的,当摩擦力可以忽略不计时,密度流又称地转流或梯度流;③补偿流:是由于海水从一个海区大量流出,而另一个海区海水流来补充而形成的。补偿流可以在水平方向上发生,也可在垂直方向上发生。垂直方向的补偿流又可分为上升流和下降流。洋流按本身与周围海水温度的差异又可分为暖流和寒流两类。暖流是指本身水温较周围海水温度高;寒流则相反。洋流按其流经的地理位置又可分为赤道流、大洋流、极地流及沿岸流等。在生产实践中,有时把海岸带的海流分为潮流和余流两种。在海岸带实测到的海流通常是潮流、风海流、地转流等叠加的合成海流,这种合成海流可分解为:周期性海流—潮流和非周期性海流—余流。实际上,仅由单一原因产生的海流极少,往往是几种原因共同作用的结果,但也有主次之分。如近海以潮流为主,外海以风海流和梯度流为主。3.作用于洋流的力 作用于洋流的力主要有风对海水的应力和海水的压强梯度力。在这些力的作用下,当海水运动起来后,还产生一系列派生的力,如摩擦力、地转偏向力和离心力等。1)风的应力 风对海水的应力包括两个方面,一是风对海面的摩擦力(切应力),另一是风施加在海浪迎风面上的压力(正压力)。所以,风作用于海面,除形成波浪外,还会产生海水的前进运动,即洋流。2)压强梯度力 单位面积所受到的压力称之压强,而流体内部任一点压强,只取决于液柱的自重,而与方向无关,随着海水深度的增加,压强愈来愈大。所谓梯度,是相对空间的变化率。梯度是沿压强变化最大的方向,压强随距离的改变率,其方向指向压力增加的方向。在两个等压面之间,垂直等压面的方向就是压强变化的最大方向,也就是压强梯度的方向。由压强梯度引起的力,叫压强梯度力,它是由压力大的方向指向压力小的方向,即与压强梯度的方向相反,在海洋里,它是指向上的。压强梯度力的方向可以这样来理解,当外加压力增大时,液体受到进一步压缩,处于压缩状态下的流体,能产生向外膨胀的力,这种力可以看成是一种弹性力。在液体中,可以认为是排列得很紧密的液体分子间相互作用的排斥力。3)摩擦力 当海水作相对运动时,流速不同的海水之间就会发生动量交换,表现为内切应力的摩擦力。这是海水分子不规则的热运动或海水微团、小块的杂乱运动导致的。其结果是使流速大的海水减速,流速小的海水加速,以致最后使它们的速度趋于均匀化。例如当表层海水具有一定的速度时,下层海水也将被带动而具有速度,结果使表层海水速度减小,下层海水速度增大,上下层海水速度逐渐趋于均匀化。4)地转偏向力 当物体在地球上作相对运动时,就会受到偏向力的作用,其性质与惯性力类同。地转偏向力在北半球偏右,与流速方向垂直。对于单位质量的物体,其量值如下式:f=2w sinj v(4-30)式中,f为单位质量物体所受到的地转偏向力;ω为地球自转角速度;v为地理纬度;v为物体的运动速度。地转偏向力的量值极小,因此在大多数情况下,由于作用于物体上的力远较地转偏向力大,故可略去不计,这就是将地球近似看成惯性系的原因。但在讨论大气和海水运动时,却不能略去。这是因为作用于大气和海水的其他力也很小,如海洋里等压面倾斜的坡度,一般很少有大于1.05×10-5者,即在1000米的水平距离内,海面仅上升或下降1厘米左右,而使海水运动的重力在等压面上的分力为gsina。由于等压面相对于水平面的倾角a很小,所以这个分力的数值也很小。计算表明,它与地转偏向力同阶。另外,由于海水流经距离很长,受力作用时间也很长,所以地转偏向力对洋流有很大影响。(二)洋流的成因类型1.风海流(漂流、吹流)风海流是海水在风的切应力作用下形成的水平运动。大量的海洋调查发现,海流流向和盛行风向间有一定的偏角。本世纪初由瑞典学者埃克曼创立的漂流理论,相当成功地解释了风海流现象。风海流可分深风海流和浅风海流两类。1)风海流理论的基本假定 假定海区远离大陆,海深无限,面积广大,海水运动不受海底和海岸的影响;水面水平,海水密度分布均匀;作用于海面的风是定向恒速的。风通过摩擦将一部分动量传给海水,使表层海水流动。由于地转偏向力(科氏力)的作用,使海水流向在北半球偏于风向的右侧。借助海水的内摩擦,表层海水又带动下层海水流动,地转偏向力的作用会使每一层水的流向偏于上一个水层流向的右侧。在摩擦转动过程中,能量不断消耗,直到海面以下某深度处,能量消耗殆尽。经过长时间的定向恒速风的作用,各层海水的流动便趋于定向、匀速状态。这就是风海流发生的物理机制。2)风海流理论的几点结论①风海流强度与风的切应力大小有密切的关系。切应力(τa)可用下式表示:t a=c·r a·W2≈0.02W2(4-31)式中,c为系数:r a为空气密度,W为风速。由(4-31)式可知,风的切应力大小与风速的平方成正比。②受地转偏向力的影响,表面流向偏开风向45°左右(北半球右偏,南半球左偏)。不同海区这一偏角稍有差别(表4-9),并随水深的增加呈线性加大,直到某一深处,流向与表层流向相反,这一深度称为摩擦深度。通常将摩擦深度作为风海流所能达到的下限,一般为100—300米。摩擦深度(Da)可按经验公式计算:式中,W为风速(米/秒);j 为地理纬度。③风海流表层流速最大。埃克曼根据大量观测资料,求出风海流表层流速(v0)与风速的经验关系式:式中符号与(4-32)相同。④由海面向下,流速按指数律减小,可用下式表达:式中,vh为某一水深h处的流速(厘米/秒),h为水深(米)。当h=Da时,上式可写成:vh=v0e-π=0.043v0(4-35)即水深等于摩擦深度时,其流速只有表面流速的4.3%左右,可见摩擦深度上流速很小。当超过摩擦深度时,风海流即可认为不存在。从海面向下到摩擦深度Da的范围内,风海流的垂直分布模式。在平面上投影端点而构成的曲线称为埃克曼螺线。⑤理论计算表明,风海流水体输送方向偏于风向右侧(北半球),与风向的夹角为90°。这是由于在摩擦深度内,海水内摩擦力的合力为零,又不考虑海底的摩擦,海流是在风切应力和地转偏向力相平衡时的稳定流动。因此,风海流水体输送方向与风向的夹角应是90°。⑥上面讨论的是水深无限时的风海流。实际上海水的深度总是有限的。一般认为,当海水深度与摩擦深度的比值(h/Da)大于或等于2时,即可以不考虑海底摩擦的影响,按深海风海流处理。而当h/Da小于2时,海底摩擦的影响不容忽视,此时发生的风海流称为浅海风海流。浅海风海流因海水浅,受海底摩擦阻力影响,使浅海风海流表层流向与风向偏角变小,流向随水深增加变化缓慢。当水深h=0.1Da时,洋流流向在整个水深上与风向一致;当水深h=0.5Da时,偏角增大到45°;以后随水深的增加,偏角几乎不变;水深越浅,偏离的角度越小。浅海风海流的水体输送方向也偏离风向的右侧(北半球),但偏离的角度小于90°。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..www.shufadashi.com*�ɼ*�

水平补偿流

展开全部 水平运动引起垂直补偿,垂直运动引起水平补偿。由于洋流以水平运动为主,所以很少提及水平补偿流。例如船体下沉时会引起水平涡旋的补偿流。密度流,是因海水密度不同引起。比如低纬蒸发大,海水...

补偿流(Cotpensation curent)指某一海区的海水出现亏缺,相邻海区的海水向缺水海区补充而形成的海流。补偿流按方向一般分为两种:一种是水平补偿流,另一种是垂直补偿流。后者亦称升降流,包括上升流和

问:水平补偿流与垂直补偿流的区别并举例

展开全部 补偿流(Cotpensation curent)指某一zhidao海区的海水出现亏缺,相邻海区的海水向缺水海区补充而形成的海流.垂直方向的补偿流又可分为上升流和下降流版;同时也有水平方向的补偿流 密度流.由于

补偿流可以在水平方向上发生,也可在垂直方向上发生。垂直方向的补偿流又可分为上升流和下降流。洋流按本身与周围海水温度的差异又可分为暖流和寒流两类。暖流是指本身水温较周围海水温度高;寒流则相反。...

赤道暖流自东向西在赤道两侧流去,相邻的赤道海区的海水必然要去补充,结果就形成了自西向东的赤道逆流,显然它是一种水平的补偿流。(2)反气旋型大洋环流系统中,位于环流东南(南半球则为东北)的寒流

怎么区分上升流和补偿流

展开全部 补偿流:秘鲁寒流,西澳大利亚寒流,加利福尼亚寒流,加那利寒流,本格拉寒流,索马里寒流。密度流:直布罗陀海峡,苏伊士运河,曼德海峡,土耳其海峡,霍尔木兹海峡,卡特加特海峡。(海水表层和

展开全部 上升流属于补偿流的一种。因表层流场的水平辐合,使海水由海面铅直下降的流动,称为下降流。补偿流,是一处海水流失,它处海水流来补充形成的海流。补偿流按方向一般分为两种:一种是水平补偿流...

上升补偿流有哪些?

补偿流亦可在水平方向上发生,例如,北极海区的冷水下沉南流的效应,会导致暖流北上补偿。又如,南大洋60°—道64°S附近,由于南极辐散带的存在,表层水在这里流走,深层水在这里上升,上升的水量达60×...

补偿流的成因与分类?

补偿流(Cotpensation curent)指某一海区的海水出现亏缺,相邻海区的海水向缺水海区补充而形成的海流。补偿流按方向一般分为两种:一种是水平补偿流,另一种是垂直补偿流。后者亦称升降流,包括上升流和...

谁能说下补偿流和密度流什么区别``我怎么感觉一回事啊`

展开全部 补偿流(Cotpensation curent)指某一zhidao海区的海水出现亏缺,相邻海区的海水向缺水海区补充而形成的海流.垂直方向的补偿流又可分为上升流和下降流版;同时也有水平方向的补偿流 密度流.由于...

什么是补偿流?

赤道暖流自东向西在赤道两侧流去,相邻的赤道海区的海水必然要去补充,结果就形成了自西向东的赤道逆流,显然它是一种水平的补偿流。(2)反气旋型大洋环流系统中,位于环流东南(南半球则为东北)的寒流...

如何区分风海流、密度流和补偿流?主要类型例子有哪些?

展开全部 补偿流:秘鲁寒流,西澳大利亚寒流,加利福尼亚寒流,加那利寒流,本格拉寒流,索马里寒流。密度流:直布罗陀海峡,苏伊士运河,曼德海峡,土耳其海峡,霍尔木兹海峡,卡特加特海峡。(海水表层和...

补偿流有哪些?

展开全部 其中由风力和密度差异所形成的洋流(风海流、密度流),使海水流出的海区海水减少,相邻海区的海水便会流来补充,这样形成的洋流叫做补偿流。补偿流有水平的,也有垂直的。垂直补偿流又分为上升...

展开全部 水平运动引起垂直补偿,垂直运动引起水平补偿。由于洋流以水平运动为主,所以很少提及水平补偿流。例如船体下沉时会引起水平涡旋的补偿流。密度流,是因海水密度不同引起。比如低纬蒸发大,海水含盐量大,密度大。高纬海水含盐量小。当低纬暖洋流向高纬运动中,由于温度下降,洋流会下沉,转而在底层流回低纬,从而形成“大洋输送带”。*www.shufadashi.com*ɼ*�

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