第四章
5 u, z& ^ n2 _$ h名词解释：
' c) ]3 G+ A% }. C; q& }8 @压强梯度力单位质量水体所受的静压力合力" u8 K6 h5 P2 X$ A% _
Coriolis力由于选取旋转坐标系以缓慢地球作为参考系而产生虚假的力。雷诺应力
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; s0 L/ o3 w) o) rRossby数+ y* ^! z1 _6 ^0 G8 d8 R- c
# v* j9 \ C. b% v+ T* a3 QEkman数
9 t3 ~8 M2 x4 V! o! z
% o, Y7 E# Q5 b1 A纵横比
j# f' o6 `7 x* _% t) s# z8 Q3 O& k# O
静力近似
3 ~, Q0 p8 d/ I+ `: p+ t) d2 Z 8 ?2 Q# {8 ^+ V' y7 Y) u
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Boussinesq
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" I: ^: K- N$ i8 k尺度分析
) g; H3 w/ r: Y* {+ z! c7 J* t" ^5 V; o j5 U/ ^. j& F
：
' G6 D& @6 l( c+ ^! f% c3 g0 K! |第一二三个方程表示xyz轴运动方程
, u9 e; }$ C4 _3 V第四个是连续方程第五个是盐度方程第六个是温度方程第七个是密度方程, `9 U+ [# H* \# O6 z _
第五章, h6 e" k, I0 b
大洋表层环流有2个最显著的特点：
6 d8 _ }1 W6 [9 k+ A( j第一，在北半球，环流沿顺时针方向流动；在南半球，环流沿逆时针方向流动。第二，第二，海洋环流在东、西边界附近是很不对称的。
4 ? N7 Q/ h7 J- K# G 一、西向强化现象：海洋上层的大洋环流是由一些流环所组成的，在副热带处的流环，其流速东西不对称，在狭窄的西海岸边界层中，海流速度特别强，这就是西向强化现象，是大洋环流的最突出的特征。- c" N& F+ u9 ^/ F
二、海流成因：风应力， 1000m 以浅； 热盐效应， 1000m 以深
3 \" J3 Z: f& Y, {1 [- Z D2 U三、地转流：当不考虑海面风的作用时，远离沿岸的大洋中部的大尺度海水流动，基本上是接近水平的，并近似认为流动是定常的，科氏力与压强梯度力相平衡的产物。
2 }8 f; t C/ D四、倾斜流：均匀密度场中的地转流称为倾斜流，流速不随深度变化& Z ?" X6 a4 |, @ Z6 m
梯度流：非均匀密度场中的地转流称为梯度流，流速随深度增加而减小
M. G, v% C$ K% j六、涡度：是指流体的旋转。
& x$ b1 \+ Y q0 S行星涡度：地球上的任何物体，包括海洋、大气、碗中的水，都跟随地球一起旋转。这种旋转是行星涡度。
c' Q" c/ R$ T8 C ~3 a, ~, ^相对涡度：海洋、大气由于风、流而产生相对地球的旋转。. m& ?2 F8 W7 @/ W% c+ ?4 B; }
绝对涡度：＝行星涡度＋相对涡度
6 L6 A. ]5 j/ U. r8 h* [- N位势涡度(potential vorticity)：绝对涡度/水柱长度/ u7 y3 Y5 D/ v! q
七、稳定的风作用于海面，会在海洋上层产生一个薄薄的边界层--- Ekman 层；同样在海底、大气的底部也会产生Ekman 边界层。/ p- _% ^: V% f; ~9 A1 k, K
海面的Ekman 层有以下重要特点：! c$ p% a/ W6 u; m) n% l
方向：在北半球，沿风向右偏45度；4 l, j( n# {% \& e/ W
大小：表层最大；/ `7 z: \2 ]; P) k! ?5 ?
深度：大约30－400m ，依赖风速、纬度；
0 {4 Z( d1 W+ r& g7 K八、Ekman 抽吸，是由风空间分布不均匀所驱动的垂直流动，也驱动海洋内部地转流。
h1 C5 Y6 @: ^9 h( k九、Ekman 螺旋: 漂流的大小和方向随深度而变化，连接各层流矢量的端点所构成的曲线为Ekman 螺旋，而它在水平面上的投影为Ekman 螺线。
. u+ ? q/ h- W9 k$ {5 m九、Ekman 漂流的空间结构：
& R7 K" b) X5 T1 ~. m( b表层流速最大，流向偏向风的右方45度；; ^/ q/ `8 J8 @$ ^* g/ \
随深度增加，流速大小逐渐减小，呈指数衰减，流向逐渐右偏；
4 C5 i6 h& \/ ?/ W8 ~. R' B4 d至摩擦深度D ，流速衰减为表层流的4.3%，流向与表层流向相反，此深度以下的运动可忽略。
( t3 R- r4 p2 V L2 j; g0 o: d
: b: g$ I% T" h% O, G, Y十、升降流：是由不均匀风场或风场与地形配合产生的“较强烈”的铅直向流动。
6 q+ Q) M- T& F1 W+ H/ Q) j引起升降流(水平流动散度不为0)原因：(1)风力不均匀 (2)风场与地形配合。7 r6 K! Q: A& u0 C
惯性流：当风力维持的漂流一旦流出风力强制作用的海区后，便由强制的漂流转为自由的流动。在广阔大洋里，其运动的铅直尺度远小于水平尺度，因此是科氏力、铅直湍流摩擦力与质点加速度三者的平衡。惯性周期=2π/f
6 P! E& r; ]. ? A7 A8 z/ w十一、地转流方程（速度方程把f 除过去）：-fv=ρ1x p ??，fu=ρ$ C6 }( e0 T# ?( I- F
1y p ?? 十二、倾斜流：v=x f g ??ξ，u=—y( j4 W8 e2 j% ]& `& Y A
f g ??ξ Ekman 深度：D=πf& i: [ ]1 \5 P( N
Az 2，为Ekman 深度 十三、风生大洋环流（打钩为考虑因素）. v- g/ H9 ? \
0 N! v. b! n3 |* ?6 O4 s
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静压近似：是指在大尺度运动的条件下，即R。 |
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