地转与流体静力平衡

在大尺度上，水遵循与空气相同的流体动力学;所以我们已经推导出了我们需要的方程:公式6-44同样适用于海洋和大气。将这些方程应用于海洋时，我们可以做的一个简化就是认识到海洋中的密度变化很小(只有百分之几;(见图9.2)，因此我们可以重写水平动量方程Eq. 6-44a,b，这样(使用我们的局部笛卡尔坐标系;见图6.19)

Dv 1 dp

而不会产生严重的误差，其中pref是我们的常数参考密度。我们写出竖直方程，Eq. 6-44c (流体静力平衡)对于密度异常，式9-2:

如果我们暂时忽略a的贡献，式9-8表明压力从其表面值线性向下增加(ps = 105 Pa，或一个大气压)，因此，p(Z) = ps - gPref (Z - n)， (9-9)

海洋表面在z = n处，z在海洋内部逐渐减小。这种线性变化应与等温可压缩大气的指数压力变化进行对比(见式3-7)。例如，在海洋深处1公里处的压力大约是107帕或100倍大气压。然而，压力场的gPrefZ部分是动态惰性的，因为它没有任何水平变化。静水压力的动力部分与自由面高度的水平变化n和内部密度异常a有关，与T和S的变化有关，并通过地转平衡与流场相连。最后，重要的是要认识到，在公式9-9中，地表大气压力ps的时间平均水平变化远不如n和a.9的变化重要

在第9.2节中，我们观察到最大水平电流速度海洋环流在西部边界流中发现，在那里，它们可以瞬间达到1ms-1。在其他地方，在海洋环流的内部，洋流要弱得多，通常为5-10厘米-1，热带和环极带除外。的N-S范围中纬度海洋环流一般在20°纬度«2000 km左右(东西向尺度较大)。设U = 0.1m s-1, L = 2 x 106 m, f = 10-4 s-1，我们估计Ro = jL ~ 10-3的典型Rossby数，公式7-1。这是非常小的，比我们在Ro ~ 10-1的大气中发现的典型情况要小得多(见7.1节和图7.5中的估计)。因此地转和热的风对于远离赤道和赤道以外的海洋内部，近似值通常是极好的

“假设，例如，ps在1000公里内变化10毫巴(对应于中纬度地区约10毫秒-1的强地面风);(见图7.25)则平衡该地表压力梯度所需的地表地转洋流是patoms / pcocean的1/1000倍，或1 cm s-1，相对于观测值较小表层洋流．平均地表大气压力梯度通常比这个估计值中假设的要小得多(见图7.27)。

我们对Ro的估计适用于整个环流。在西部边界流中，更相关的估计是Ubdy/f a，其中a是边界流的宽度，Ubdy是边界流的速度。如果A ~ 100 km, Ubdy达到2 ms-1，那么在这些边界流内的Rossby数可以接近甚至超过1。

从表面，底部和侧面边界层。正如后面第9.3.4节所讨论的，这一事实可以利用T和S的水文观测来推断洋流。

因此，远离(表面、底部和侧面)边界层，第7章中导出的地转方程将是有效的:等式7-3和7-4，如在等式9-8中，用pref代替p.相关的热风方程、公式7-16及7-17亦适用。

利用公式7-16，人们可以立即从图9.7所示的a场推断出热风切变的意义:du/dz > 0，其中北半球向北移动的a增加(f> 0)，这意味着如果深海流较弱，那么在这些区域表面的u是向东的。从图9.7可以看出，du/dz和曲面u在25°N向极地(赤道)方向呈正(负)向，与图9.14和9.15大致相同。此外，式7-16表示一个平均曲面地转流大小:

usurface

继续阅读:风驱动环流

这篇文章有用吗?

＋1 0