问:水平补偿流与垂直补偿流的区别并举例

问:水平补偿流与垂直补偿流的区别并举例
问:水平补偿流与垂直补偿流的区别并举例

问:水平补偿流与垂直补偿流的区别并举例
一、洋流的成因及类型
（一）洋流及其分类
1.洋流的概念 洋流即海流,是指海洋中具有相对稳定的流速和流向的海水,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.
若等压面的倾斜是由于海水密度在水平方向分布的不均匀所引起,这种海流叫密度流.
为深入了解海水密度分布（即海水质量场）与海水压力分布（即海水的压力场）之间的关系,可选取一矩形海盆,假定海水的密度在水平方向的分布是均匀的,即ρA=ρB,若无外界因素影响,则等压面必然与水平面重合,压强梯度力（D）与重力（g）平衡,流体继续保持静止状态.若海盆一侧由于太阳辐射较强,而增温时,这一侧的海水就会膨胀,密度减小,即ρA＜ρB,因此,右侧等压面升高,海面（等压面）A0B0变为A0B0′,等压面相对水平面发生倾斜,从而在水平面上产生水平压强梯度力D2,这一力的大小,取决于等压面倾斜的程度,若等压面倾角不变,则水平压强梯度力的大小就不会改变.在这一恒力作用下,海水获得加速度,一旦海水开始流动,地转偏向力就会发生作用.实际上海流就是在D2和地转偏向力f的合力作用下加速流动.最后水平压强梯度力与地转偏向力取得平衡,海水便沿着等压面与水平面的交线作稳定流动,这时的海流就是密度流.
密度流的产生有两种：一种是由于海水受热、冷却、蒸发、降水的分布不均匀,使海水的密度分布不均匀而产生流动,此种密度流又被称为热盐环流；另一种是由于不均匀的风作用于海面,一方面产生风海流,另一方面产生垂直环流,进而导致海水密度重新分布,这样也能形成密度流.
海水的密度与温度、盐度关系密切.温度高则密度小,温度低则密度大；盐度高则密度大,盐度低则密度小.在密度小的地方,海面升高；在密度大的地方,海面降低,使原来海平面叠加上一层厚度不等的水层,海平面产生了倾斜,导致海水运动.
3.补偿流由于某种原因使海水从一个海区流出,而使另一部分海水流入进行补充,海水的这种运动,叫做补偿流.
补偿流可分两种：一种是水平补偿流；另一种是垂直补偿流（即升降流）
综上所述,产生洋流的主要原因是风力和密度差.实际洋流总是由几种原因综合作用的结果.