物理海洋_3.doc

物理海洋

1、1km=0.543海里(n mile)；1海里=1.852km
1纬度=111km；1经度=111cos φ km(φ:纬度) (曾留作业)
大陆架的重要性：这些浅海能够耗散潮汐能，往往是生物高生产力区域，通常是相关国家的专属经济区。
2、行星边界层
大气边界层：海表以上100m层内的大气受海表湍流托力和热通量的影响。厚度几十米<Zi<1000米。微风吹过较冷海表时厚度只有几十米；大风吹过较热海表时，由于大气层结构变得不稳定，厚度达1000m左右。边界层的结构影响海—气之间的动量、热量和水量交换。边界层的底部是海气的分界层，厚度约0.1Zi，其中的热量和动量通常为常量，也称常通量层。常通量层内，处于中性稳定状态时，风速与高度的对数成正比。因此，测量风速的高度很重要。通常，我们所指的风速是10 m高度的风速，用U10表示[ū10≈7.4m/s]
3、海洋热量收支
(1)太阳入射能QSW
海洋吸收到达地面的太阳辐射能量，>0。
(2)海水的红外辐射QLW
海面辐射中红外光的电磁辐射能量，<0。
(3)感热QS
由于传导引起的通过海表的热能量，通常较小，可正可负。
(4)潜热QL
海水蒸发时所带走的热通量，<0。
(5)对流热量QV
对流热量是海水所带走的热，可正可负。

热量守恒需要满足：QT=QSW+QLW+QS+QL+ QV
CP是定压比热：CP(海水)≈4.0×103J·kg-1·℃-1(1kg海水温升1.0℃所需热量为4000J)
焦耳&卡路里 1cal=10-3kcal(大卡、千卡)=4.18J(曾留作业)
海洋在地球热量收支中的重要性
CP(岩石)=800 J·kg-1·℃-1
CP(岩石)/CP(海水)≈0.2，即陆地热容量只有海水的20%左右。
每平方米海表面一个季度与大气进行热交换的水体达100m3 ，相当于从海表面起算到100m水深处的海水参与热交换。水的密度为1000kg/m3,因此参与热交换的质量为100000 kg。
每平方米陆地一个季度与大气进行热交换的质量为1 m3。由于岩石的密度为3000kg/ m3,因此参与热交换的土地和岩石只有3000 kg。
△E海洋=CP(海水)m海水△T (设△T=10℃)
=4000 J·kg-1·℃-1×105kg×10℃
=4000×109J
△E陆地= CP(岩石)m岩石△T (设△T=20℃)
=800 J·kg-1·℃-1×3000kg×20℃
△E海洋/△E陆地=83.3 (其中△T是从冬季到夏季的典型温度增量)
4、海洋热量输运计算方法有三种：(填空题，以下为区分三者的关键词，定义详见P23)
海表通量法：经验公式、根据积分、散度
直接方法：海流计和温度计、纬向截面、热力学公式
剩余方法：大气、大气层顶部、余量
5、什么是太阳常数
用来描述地球大气层上方的太阳辐射强度；是进入地球大气的太阳辐射在单位面积内的总量，要在地球大气层之外，垂直于入射光的平面上测量。
平均太阳常数是多少
平均太阳常数值为1366.1W/m2，标准差为425ppm，0.37%的波动范围(1363~1368 W/m2)
6、盐度的电导率定义
S= -0.08996 +28.29729R15 +12.80832R152 -10.67869 R153 +5.98624 R154 -1.32311 R155 R15=C(S,15,0)/C(35,15,0)
定义：以待测海水相对于标准海水的电导率形式表示的氯度
7、1978实用盐标的表达式
S= 0.0080 -0.1692K151/2 +25.3851 K15 +14.0941 K153/2 -7.0261 K152 +2.7081 K155/2
K15=C(S,15,0)/C(KCl,15,0) 2≤S≤42
位温：是某一深度的海水微团绝热上升到海面时所具有的温度。
位密度：是指把某一深度的海水微团绝热提升到海表面时所具有的密度。
8、温跃层
温度迅速随深度下降的水层叫做温跃层。
温跃层的三种典型特征：
在低纬地区：梯度大，变化快，强度高，层薄、上边界浅(100~150m)，没有明显的季节性。
在中纬地区：梯度小，变化慢，强度低，层厚、上边界深。有明显季节性：秋冬季，深度、强度变化明显，上边界变深(从50~100m变为200~300m)。
在高纬地区，梯度大，变化快，强度高，层薄、上边界浅。也有季节性：冬季，温跃层完全消失，尤其在表层盐度较低的水层。
9、为什么用位温描述深层水温
当海水下沉的时候，压力增加，海水受到压缩，外力对微团做功，微团的温度就会升高。为了消除压缩对水温测量的影响，海洋学家提出所谓位温的概念。位温θ是某一深处的海水微团绝热上升到海面时所具有的温度。
10、海水的结冰过程
盐度小于24.695的海水，最大密度值的温度在冰点以上，在上、下层海水都冷却到最大密度时的温度以后，只要表面海水再冷却到冰点后就结冰了。
盐度大于24.695的海水，最大密度值的温度在冰点以下，温度越低密度越大，表面海水冷却到冰点就下沉。所以，海水不容易结冰；但正是由于这个特点，到温度达到一定程度后，海冰可以很厚。
11、海洋动力过程中的主要作用力-(有哪些)
重力。重力是主要作用力。重力产生压力，海洋中各处的重力是不同的，所以压力也是不同的，从而在同一水平面上产生了横向的压强梯度力。
浮力。如果微团与周围流体的密度有差异，流体团就受到向上或向下的力。
风作用力。吹过海表的风把水平动量传给海洋。
惯性力(科氏力)。流体微团做曲线运动或在旋转系统中运动时就会产生惯性力。
12、中尺度涡-(分那几大类)
流环。起源于大洋西边界的西向强化流。在大西洋的湾流和在太平洋的黑潮中，经常会出现海流弯曲的现象。它的特点是有明显的水团特性可供识别，且可大体上测定其生存周期。
流环式中尺度涡。生存于北大西洋的冷水区。其强度大约只有流环的一半，宽度则比流环约大一倍。
中大洋中尺度涡。起源于大洋西边界西向强化流无关的中尺度涡。它在世界海洋中几乎无处不有。对大洋中的海流有重要的影响。
13、盐量和质量守恒
盐量守恒实例
流入的水量为ρiVi。如果地中海的体积不变，则：
ρiVi=ρoVo
ρi，ρo是进出海水的密度，则认为ρi =ρo，因为由此带来的误差很小。
如果存在降水P、蒸发E、河流流量R，则
Vi+R+P=Vo+E ⇒ Vi -Vo=(R +P)-E
如果地中海的海水体积维持不变，流出地中海的净流量必须与降水、径流、蒸发相平衡。
因为溶解盐既没有沉积，也没有去除，所以
ρiViSi=ρoVoSo
质量守恒实例
假定ρi =ρo，并使用的Vo估计值，从式ρiViSi=ρoVoSo得：
Vi=0.836Sv=0.836×106m3/s (Sv=106m3/s)
则(R+P)-E= Vi -Vo =-4.6×104m3/s
利用已知Vi的计算地中海海水全部置换所需的最少时间Tm。Tm等于海水体积除以流入的流量。地中海的容积约为4×104km3，而Vi=0.836Sv=0.836×106m3/s =2.64×104km3/a
则Tm=V(海容积)/Vi=(4×104km3)/( 2.64×104km3/a)=151 a(年) 7

14、罗斯贝数
对于一个特定现象，表示旋转影响程度的一个重要参数是罗斯贝数。用Ro表示。
Ro=U/(2ΩsinφL)=U/fL
即，罗斯贝数量级为0.1以下的运动尺度叫做大尺度运动。
15、双扩散与盐指
形成条件：两层几米厚的水层，上层暖且高盐(密度小)，下层冷且低盐(密度大)，则不稳定；热传导速率为盐分子扩散的100倍。导致了两层水之间形成低温高盐密度大的薄水层。
突破点下沉的海水水体的直径约为1~5cm，长度约几十厘米，形状颇像手指，在海洋学中称为盐指。
在热传导过程中，存在盐分子向上扩散，因此盐指生成过程实际上是双扩散过程。

16、惯性流(P83)※
假设：摩擦力很小，忽略不计；没有压强梯度力。
解的形式：

直径Di=2V/f，周期Ti=(2π)/f=Tsd/(2sinφ),f为科氏力f=2ωsinФ(地球自转角速度ω=7.29×10-5rad/s，有时候用Ω代替)，Tsd为一个恒星日时间长度，Ti惯性周期。方向：北顺南逆。
17、无限深海漂流的埃克曼解(P86)※
埃克曼流表层速度V0
(Az涡动粘性系数)
（经验公式）
18埃克曼层的深度(给纬度会计算深度)

17、用尺度分析简化方程P(101)※
特征值：垂向速度-W_10-4； 科氏参数-f_10-4； 水平速度-U_10-1；
重力加速度-g_10； 深度-H_103； 密度-ρ103；
距离-L_106； 压力-P_107； 时间-T_107。
把特征值代入公式，如：

17、用尺度分析简化方程P(101)※
特征值：垂向速度-W_10-4； 科氏参数-f_10-4； 水平速度-U_10-1；
重力加速度-g_10； 深度-H_103； 密度-ρ103；
距离-L_106； 压力-P_107； 时间-T_107。
把特征值代入公式，如：

把比最大量级小3个量级以上(含3个)的量舍去，如10-5比10小6个。
18、用海面高度计算海面地转流(黑板例题)

例：

19、正压流和斜压流 [该处经黄颖恩压缩，详见(P111)]
正压流：密度与压力增加方向相同。斜压流：密度与压力增加方向成一定夹角。
1.地转流分正压流和斜压流。2.正压流与水深无关，输运质量多；斜压流…有关，…少。3.正压流=倾斜流；斜压流=梯度流。4.斜压流=相对地转流。
20、大洋表面环流的特点(P124)※
1.赤道南北低纬度海域，东南信风与东北信风作用，形成自东向西的南赤道流和北赤道流，西边水位抬升。
2.南北赤道流在西岸分别分支，其中两股小支流汇合，自西向东形成赤道逆流。
3.北半球中纬度海域，盛行西风，形成自西向东的北大西洋流和北太平洋流，在东岸分向20、大洋表面环流的特点(P124)※
1.赤道南北低纬度海域，东南信风与东北信风作用，形成自东向西的南赤道流和北赤道流，西边水位抬升。
2.南北赤道流在西岸分别分支，其中两股小支流汇合，自西向东形成赤道逆流。
3.北半球中纬度海域，盛行西风，形成自西向东的北大西洋流和北太平洋流，在东岸分向南北两支。
4.南半球中纬度海域，盛行西风，没有海岸，形成南极环极流。
5.南北赤道流不和地理赤道对称，几乎和热赤道对称，稍偏地理之北。
6.低纬度：热带环流。中纬度：亚热带环流。高纬度：亚寒带环流。
7.印度洋环流：夏顺冬逆(时针)。
21、海洋中的涡度
行星涡度(科氏参数)：f=2Ωsinφ(rad/s)
相对涡度：ξ=▽z×V=∂v/∂x-∂u/∂y；海流和风相对地球有转动而产生
位势涡度：Ⅱ=(ξ+f)/H=常数，此处：ξ为海面形势；H为正压地转流深度。【该处层用于解释西向强化】
西向强化(曾让刘阳在黑板解释)
西向强化解释之一

在该海盆的大部分区域，由风应力输入的负涡度必须以相对涡度增加的方式来平衡。①当海流向南流动时，水深H基本不变，根据位涡守恒Ⅱ=(ξ+f)/H=常数，f减小ξ必须增加。平衡不会被打破。②在西部当海流由南向北运动时，平衡被打破。在西部向北运动的过程中，f增加ξ必须减小，两物体总平衡要求“风应力输入的负涡度必须由一个正涡度与之平衡”，因此必须在西部激发出一个正涡度。
22、深海环流的重要性
深海环流的重要性在于，它和大气中著名的哈德莱环流、费雷尔环流和极地环流等一起，构成了对于维持全球气候系统的能量平衡至关重要的经向环流体系。
①海洋经向热输送强度的变化，将对全球气候产生重要的影响。
②深海环流所携带的热量及其他变量影响地球的热量收支和气候。
③深海环流把盐，氧，二氧化碳和其他物理性质从高纬度地区带到低纬度地区，具有十分重要的作用。
④深海环流对于我们了解地球气候和它对大气中二氧化碳增加的反应特别重要，因为冷水具有从大气中吸收二氧化碳的能力。
23、现在北太平洋无深水形成的原因
相对于北大西洋而言，北太平洋缺少深层水形成是其表层盐度较低所致。蒸发降水和亚洲季风的水汽输送是重要的影响因子
(1)亚洲季风。夏季风把印度尼西亚海域和暖池的大量水汽输送到北太平洋西北部。冬季风携带亚热带西部的水汽到北太平洋的东北部。信风通过狭窄的中美洲地峡把大量水汽从大西洋输送到太平洋，而沿着北美西海岸的落基山脉却阻碍了西风所带来的太平洋水汽往大西洋输送，有助于北太平洋的盐度降低。
23、现在北太平洋无深水形成的原因
相对于北大西洋而言，北太平洋缺少深层水形成是其表层盐度较低所致。蒸发降水和亚洲季风的水汽输送是重要的影响因子
(1)亚洲季风。夏季风把印度尼西亚海域和暖池的大量水汽输送到北太平洋西北部。冬季风携带亚热带西部的水汽到北太平洋的东北部。信风通过狭窄的中美洲地峡把大量水汽从大西洋输送到太平洋，而沿着北美西海岸的落基山脉却阻碍了西风所带来的太平洋水汽往大西洋输送，有助于北太平洋的盐度降低。

(2) 蒸发降水。北大西洋北部蒸发率几乎是北太平洋北部蒸发量的两倍。北太平洋北部上层海水主要由不断上升的冷海水补充，海水的低温是抑制蒸发的。从区域的循环来看，大洋中低纬海域向大气释放水蒸气，而高纬海域从大气获得淡水。这种水汽输送将削弱或抵消高纬地区的冷却对大气的影响。不过，北大西洋即使在净降水区内盐度仍然较高。
(3)白令海峡。连结北太平洋流与北大西洋的唯一通道。但海水流向导致北大西洋盐度降低。与前两者相反。
(4)鄂霍次克海。含高盐的地中海海水流入大西洋以后北上。
总之，现代北太平洋与盐度过低产生稳定的层结而不能形成深水。
24、黄海暖流与黄海冷水团
⑴冬季。黄海暖流循黄海底槽进入黄海后，便朝西北方向流动，至北纬35度附近，从左侧分离一股与南下的苏北沿岸水汇合，主流至成山头以东，又从右侧分离一股，汇入朝鲜西沿岸流南下。主流进入北黄海后，转而向北，经老铁山水道进入渤海，一直向西延伸。至渤海西部因海岸阻挡而分为南北两股。南股在渤海湾沿岸汇入鲁北沿岸流，并随鲁北沿岸流流出海峡；北股则沿辽西沿岸北上，至辽东湾顶与南下的辽东沿岸水相接，形成反气旋循环，通常这一循环较南部循环弱。
⑵夏季。残留于黄海近底层的黄海暖流水变为冷水团的一部分，直到秋末才消失。此时，海水由于持续受热层化而分为上下两层。潜居于下部的黄海冷水团，形成夏季的一支重要的密度流，黄海冷水团密度环流也是夏季一支重要的环流。在夏末秋初势力鼎盛时期可达表层。它的水平分布范围与黄海冷水团相当，方向与黄海外循环一致。冷水团密度结构主要取决于温度分布，因为它的盐度比较均匀。冷水团的温度，自冷中心向外逐渐增加，形成有利于气旋式环流发展的密度场，密度流大体上沿着等温面流动。在冷水中心附近，水平流动几乎消失。自冷中心向外，流速逐渐增大，最大流速出现在冷水团外沿等温线曲率最大的地方。
25 、驻波
形成：驻波是由入射波和反射波相互干扰而形成的
特性：其波形不再前进，仅波腹上下振动，波节不移动。
26 、深水波与浅水波传播速度公式(会判断深浅水波)
深水波：即短波，水深超过波长的1/2 (D>0.5L)
L=g/2πT2=1.56 T2, C=L/T=1.56T=1.25L1/2
周期越长，波长越大的深水波，波速也越快。
浅水波：即长波，水深小于波长的1/20(D<0.05L)
C=(gD) 1/2
波速与周期和波长无关，只和水深有关。
28、内波的特征
(1)内波为斜压波，是由于密度的差别而引起的。在跃层附近，内波最强，可以引起跃层巨大起伏；表面波为正压波，它对跃层的影响只是整体铅直移动。
(2)表面波的恢复力为重力，内波的恢复力为约化重力g`=g(1-ρ2/ρ1)。内波克服重力所做的功仅为表面波的1~3%0；因为内波的振幅比表面波大。
28、内波的特征
(1)内波为斜压波，是由于密度的差别而引起的。在跃层附近，内波最强，可以引起跃层巨大起伏；表面波为正压波，它对跃层的影响只是整体铅直移动。
(2)表面波的恢复力为重力，内波的恢复力为约化重力g`=g(1-ρ2/ρ1)。内波克服重力所做的功仅为表面波的1~3%0；因为内波的振幅比表面波大。
(3)内波在铅直方向上存在复杂的振动结构，其对应的波致流场也是如此。表面波不具备这个特性。
29、内波的分类
(1)按周期长短来分
①短周期内波，内波周期显著小于12h，振幅在0.2~40m，典型振幅是几米，波长为100~1000m之间
②长周期内波。周期大于12h。振幅为2~10m，波长约为30km,相速为2~2.5m/s
(2)按层化情况分则有
①界面波。这种内波出现在两种密度截然不同的流体界面上。
②平面波。当流体的密度随深度线性增加的条件下，就会产生平面内波，其相速度和群速度几乎成直角。
③混合内波。当流体密度随深度连续变化，但并非线性递增时，就会产生混合内波，即上述两种内波的混合。
30、 月球引潮力和太阳引潮力的计算(给出地球、月球和太阳的质量)
F=-GMm/L3 (注意是L3)
太阳引潮力大约是月球引潮力的二倍。
31、风暴潮的三个阶段和特性

先兆阶段
在台风或飓风还远在海外或大洋的时候，沿岸的潮位有时会有20~30cm波幅的缓慢波动，即先兆波。
特征：
(1)可上升也可下降。
(2)并非必然呈现，因为台风是长波。
(3)由台风产生的自由波，C=√gh，深海中可达数百米每秒。
主振阶段
风暴逼近或过境时，水位急剧升高。
特征：
(1)潮高可达数百米。
(2)一般为一天以内的时间尺度。
(3)主要为潮灾阶段，风场的作用大于气场的作用。
(4)在深海区主要是气压的呼吸作用引起海面升高。
(5)在浅海区风作用海洋的水体运输引起海面显著升高，水深一米处是拐点。
余振阶段
主振以后，往后仍存在一系列振动。
特征：
(1)假潮和自由波。
(2)假潮也叫边缘波，平行于海岸线。
32、点乘与叉乘(曾留作业)
点乘，也叫向量的内积、数量积。求下来的结果是一个数。
a·b=|a||b|cos<a,b>
在物理学中，已知力与位移求功，实际上就是求向量F与向量s的内积，即要用点乘。

叉乘，也叫向量的外积、向量积。求下来的结果是一个向量，记这个向量为c。
|c|=|a×b|=|a||b|sin<a,b>
向量c的方向与a,b所在的平面垂直，且方向要用“右手法则”判断（用右手的四指先表示向量a的方向，然后手指朝着手心的方向摆动到向量b的方向，大拇指所指的方向就是向量c的方向）。
因此
向量的外积不遵守乘法交换率，因为
向量a×向量b=-向量b×向量a
在物理学中，已知力与力臂求力矩，就是向量的外积，即叉乘。

在笛卡尔坐标系（三维向量），
若a=(a1,b1,c1)，b=(a2,b2,c2)，
则
a·b=a1a2+b1b2+c1c2

（i、j、k分别为空间中相互垂直的三条坐标轴的单位向量）。
33、流函数(曾出作业题)(P131)
流线方程：
代入流函数的式子

得即，为常数，即流函数是流线
因为等高线与流函数之间成倍数关系，所以等高线就是流线；流动沿流线进行，及流动沿等高线进行；流函数的物理意义是两流函数数值只差为该两流线间的地转输运，所以等高线差值与地转输运成正比。
34、关于潜水波的例题
震源离岸300km，平均水深4km，海啸波多久到岸？
解：∵海啸波波长很长
∴对于整个海洋来说属于潜水波
∴用潜水波波速公式

35、主要分潮
分潮符号
(即假想天体符号)
名称
周期(平太阳时)
相对振幅
(取M2=100)
半日分潮
M2
太阴主要半日分潮
12.421
100
S2
太阳主要半日分潮
12.000
46.5
N2
太阴椭率主要半日分潮
12.658
19.1
K2
太阴-太阳赤纬半日分潮
11.967
12.7
全日分潮
K1
太阴-太阳赤纬全日分潮
23.934
54.4
O1
太阴主要全日分潮
25.819
41.5
P1
太阳主要全日分潮
24.066
19.3
Q1
太阴椭率主要全日分潮
26.868
7.9
36.大陆架的重要性。
大陆架是大陆的自然延伸，原为海岸平原，后因海面上升之后，才沉溺于水下，成为浅海。这些浅海能够耗散潮汐能，往往是生物高生产力地区。通常是相关国家的专属经济区。
37海流。海流是海洋中除了由引潮力引起的潮汐运动外，海水沿一定途径额大规模流动。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。前者表现为作用在海面的风应力，后者表现为海水中的水平压强梯度力。加上地转偏向力的作用，便是海水既有水平流动，又有铅直流动。由于海岸和海底的阻挡和摩擦作用，海流在近海岸和接近海底处的表现与在开阔海洋上相比有很大的差别。
海流对海洋中多种物理过程，化学过程，生物过程额地质过程，以及海洋上空的气候和大气的形成及变化，都有影响和制约的作用。
38重力加速度。极地与赤道的差为0.052m/s2,在45度N地表与深度10000m的差仅为0.031m/s2.因此把g看成常量，为9.8m/s2.
39海流产生的原因。一种是受海面风力的作用，这种原因是动力学的，所产生的的海流称为风声海流。在大洋区域，由于受盛行风系所产生的海流，具有独特的系统称之为风声环流。另一种是由于海面受热，冷热不均匀，蒸发降水不均匀，产生了温度和盐度的变化。从而使密度分布不均匀儿形成的海流。这种原因是热力学的所产生的海流称为热盐环流。
39描述海水运动的方法。拉格朗日法和欧拉法。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。通常用欧拉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。绘制流线图流场中速度的分布。如果流场不随时间变化，那么流线也就代表了水质点的运动轨迹。
40

40海浪的运动特点。1.海浪的传播实际上是一种波形的传播，能量的传播，海水的质点是作椭圆运动的。2.海浪在深海以定常速度和振幅运动。进入浅海时，速度会减小，波高增加，在近海滩处会发生破碎。3.海底起伏可引起海浪的折射，海浪和障碍物引起的反射和绕射。
41.厄尔尼诺。在太平洋沿岸的秘鲁和厄瓜多尔沿海，在圣诞节前后会发生海水异常回暖现象，当地人称之为厄尔尼诺现象。海洋对短暂风扰动额响应式厄尔尼诺发生的必要条件。
41.海水表面热平衡与水平衡有何共同点。
太阳辐射对热带海洋加热，海水开始蒸发，同时海水也向大气层辐射热量，但其净辐射量小于蒸发量。信风把热量以水蒸气的形式带到热带幅聚带，那里开始降雨。降雨过程中水蒸气释放潜热，该过程加热了积雨云中的空气。实际上下雷雨时冷空气是从上空下来的。雨所释放的热量加热了中层大气，使它在整个雷雨过程中快速上升。雷雨过程实际上是台大功率热机，它能把潜热转化为风的动能。