地转流速度的测定

从现在开始，我们通常会遵循惯例，使用术语等压线和等压线——分别连接等压力点和等密度点的线——而不是更麻烦的“等压线”。等压面和"等密度的表面”。

你已经看到了地转流海面坡度、等压线、等斜线等均与海平面有关当前的速度。这意味着这些斜率的测量可以用来确定当前的速度。

在正压条件下，如何地转流估计速度?

理论上，如果可以测量海面的坡度，就可以利用梯度方程(式3.11)来确定洋流的速度。实际上，只有通过海峡的水流才能方便地这样做，因为海峡两岸的平均海平面可以用测潮仪的数据来计算——用传统的海洋学方法来测量公海的海面坡度是极其困难的，甚至是不可能的。

实际上，用等斜线斜率所反映的密度分布来确定开放海洋中的地转流。

为什么要比较直接地确定海洋体积的密度分布呢?

因为密度是温度和盐度的函数，这两者都是常规的，很容易测量，具有必要的精度。密度也是压力或。第一个近似是深度，这也很容易精确测量。

正如前面所观察到的，密度分布的测量也有优势气压的条件等斜线的斜率是海面等斜线和其他等斜线的几百倍。然而，重要的是不要忽视这样一个事实，即我们最终感兴趣的是等压线的斜率，因为它们控制着水平压力梯度;确定等斜线的斜率，在某种意义上，只是达到目的的一种手段。

图3.16(a)和(b)是图3.15(a)和(b)的二维版本。在(a)所示的情况下，条件为正压，与横截面成直角的水流速度w随深度不变。

在这种情况下，我们如何确定m?

我们知道，对于任何与水平线夹角为0的等压曲面，沿该曲面的速度u可以用梯度方程来计算:

其中/为科里奥利参数，g为重力加速度。

由于这里的条件是正压，等斜线与等压线平行，因此我们可以通过测量等斜线的斜率(或海面的斜率)来确定0。速度u将由以下公式给出:

在水柱的所有深度。在正压条件下(与海面斜坡平行的等压线)流动的深度不变流有时被称为“斜坡流”;它们往往太小，无法直接测量。

相反，斜压条件下的地转流随深度而变化(图3.15(b))。不幸的是，仅从密度分布，我们只能推导出相对电流速度;也就是说，我们只能推导出一个深度和另一个深度之间的流速差异。然而，如果我们知道某个深度的等压斜率或电流速度，我们可以使用密度分布来计算在其他深度等压斜率大(或小)多少，从而计算地转电流速度。为了方便起见，我们通常假设在相当深的地方等压线是水平的压力梯度力是零)和地转速度因此也是零。相对于这个水平(称为“参考水平”或“无运动水平”)计算的相对电流速度可以假定为绝对速度。这就是我们将在这里采用的方法。

现在看图3.16(b)，我们将再次假设它代表与地转流成直角的海洋横截面。A和B是相距L的两个海洋监测站。在每个监测站，都在不同的深度进行了温度和盐度的测量，并用于推断密度随深度的变化。然而，如果我们要找出z\(比如说)深度的地转速度，我们确实需要知道每个站的压力是如何随深度变化的，这样我们就可以计算出z\深度等压线的斜率。

图3.16 (a)正压条件下，各深度等压线的斜率均为tan e;(b)斜压条件下，等压线斜率随深度的变化而变化。在深度z\，压强pi对应的等压线斜率为tan61。在深度z0(参考层)处，压力p0对应的等压线假定为水平的。(详情见正文。)

图3.16 (a)正压条件下，各深度等压线的斜率均为tan e;(b)斜压条件下，等压线斜率随深度的变化而变化。在深度z\，压强pi对应的等压线斜率为tan61。在深度z0(参考层)处，压力p0对应的等压线假定为水平的。(详情见正文。)

我们想知道等压线的斜率是什么?

因此，我们可以应用梯度方程(3.11a)，从而得到u的值。

假设在海洋的这一理论区域中，参考水平线被选为深度为zo-从我们对温度和盐度的测量，我们知道平均密度在zi和zo之间的水柱，a站的p大于B站的p;即pA > Pb-等压线p\和po之间的距离在B处一定比在A处大，因为静水压力由pgh给出，其中h是水柱的高度(参见公式3.8)。等压线p\因此必须从A向上倾斜到B，与水平线成0i角，如图3.16(B)所示。

如何用图3.16(b)所示的距离表示tan ö| ?

它由tan0给出

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