海洋环流
目录
一、海流的概念（定义、成因、分类与表示方法）
二、海水运动方程与连续性方程（海水受力：重力、压力、科氏力与切应力）
三、地转流 （地转方程、动力计算）
四、风海流 （漂流理论、浅海风海流、体积运输）
五、惯性流
六、世界大洋的环流（风生大洋环流、热盐环流、世界大洋环流和水团分布）
七、升降流
Site where 80,000 Nike shoes washedoverboard on May 27,1990. and dates and locations where 13000 shoes werediscovered by beachcombers. Drift of shoes was simulated with a computer model.
一、海流的概念
海流的概念
1.定义：海流是指在一段较长的时间内(一个月、一个季节、一年或长期）具有大体一定方向和速度的海水运动，又称为常流（《物理海洋学基础》）
2. 产生
风、温盐变化导致密度分布不均匀、海面倾斜、天体引潮力、海啸
3. 分类
4、寒流与暖流
相对于周围的温度(寒流来自水温低处，暖流来自水温高处)
以相对温度为准，因此T寒<T暖
如 周围 12° 流 15°（暖）
20° 17 °（寒）
暖流 ：低纬→高纬，寒流 ： 高纬→低纬
暖流：热带、亚热带；高T高S；含氧量和营养盐低；生产力低；透明度大；兰色
寒流：寒带、亚寒带；低T低S；含氧量和营养盐高；生产力高；透明度小；暗绿色
在海流图上常以红色和蓝色分别表示暖流和寒流
二者交汇处为渔场
5. 海流的测定及表示方法
(1)海流的测定方法
拉格朗日法（漂流瓶、浮标或浮子等）
欧拉法
(2)海流的表示
矢量单位：流速和流向
大小表示流速，箭号表示流向
海流的流向指的是海水流去的方向；而风向指的风吹来的方向n 流向向北记为0 ° ，向东则为90°，向南流动为180 °,向西270 °
单位：m/s
一、海流的概念（定义、成因、分类与表示方法）
二、海水运动方程与连续性方程（海水受力：重力、压力、科氏力与切应力）
三、地转流 （地转方程、动力计算）
四、风海流 （漂流理论、浅海风海流、体积运输）
五、惯性流
六、世界大洋的环流（风生大洋环流、热盐环流、世界大洋环流和水团分布）
七、升降流
Site where 80,000 Nike shoes washedoverboard on May 27,1990. and dates and locations where 13000 shoes werediscovered by beachcombers. Drift of shoes was simulated with a computer model.
一、海流的概念
海流的概念
1.定义：海流是指在一段较长的时间内(一个月、一个季节、一年或长期）具有大体一定方向和速度的海水运动，又称为常流（《物理海洋学基础》）
2. 产生
风、温盐变化导致密度分布不均匀、海面倾斜、天体引潮力、海啸
3. 分类
4、寒流与暖流
相对于周围的温度(寒流来自水温低处，暖流来自水温高处)
以相对温度为准，因此T寒<T暖
如 周围 12° 流 15°（暖）
20° 17 °（寒）
暖流 ：低纬→高纬，寒流 ： 高纬→低纬
暖流：热带、亚热带；高T高S；含氧量和营养盐低；生产力低；透明度大；兰色
寒流：寒带、亚寒带；低T低S；含氧量和营养盐高；生产力高；透明度小；暗绿色
在海流图上常以红色和蓝色分别表示暖流和寒流
二者交汇处为渔场
5. 海流的测定及表示方法
(1)海流的测定方法
拉格朗日法（漂流瓶、浮标或浮子等）
欧拉法
(2)海流的表示
矢量单位：流速和流向
大小表示流速，箭号表示流向
海流的流向指的是海水流去的方向；而风向指的风吹来的方向n 流向向北记为0 ° ，向东则为90°，向南流动为180 °,向西270 °
单位：m/s
二、运动方程（略）
三、地转流
在不考虑海水的湍应力和其它影响海水流动的因素，水平压强梯度力与科氏力取得平衡的定常运动就称为地转流
均匀密度场的地转流-倾斜流
非均匀密度场的地转流-倾斜流
（一）倾斜流
倾斜流是指海水密度分布均匀、海面水位差所产生的地转流。
1、倾斜流的定性解释（北半球情况）
2、求解过程（略）
3、结论
1）V∝tanθ； θ↑，V↑。
2）北半球，流向指向等压面下倾方向右方90°。当顺流而立时，右侧等压面高，
左侧低，即等压面自左下方向右上方倾斜。南半球( 纬度取负值)与之相反。
3）由于海面以下等压面倾角相等，自上而下流速、流向一致。
4）海水密度均匀计算式不适用于纬度=0或纬度 →0的海区。
（二）梯度流
考虑了海水密度分布不均匀、海面水位差引起等压面倾斜时产生的海流。
海水密度分布不均匀可由海面受热、冷却、蒸发、降水等因素引起，或者由于风力作用导致的海水密度重新分布的结果。
1、推导过程（略）
2、特征
a、水平流速与压强梯度垂直，Vh沿等压线方向流动。
b、即梯度流沿等密线流动，在北半球流动方向的右边密度小。
如果盐度定常，表明流动沿等温线流动，在北半球流动的右方温度高。
如果温度定常，表明流动沿等盐线流动，在北半球流动的右方盐度低。
说明：
1）梯度流公式对于纬度φ=0的情况不适用。
2）等压面的倾斜是非常小的，如在φ=45°处，若产生1m/s的梯
度流，等压面倾角的正切仅为10-5，即在100km范围内，海面仅升
高1m，象这样小的倾角是无法测量的。
（三）地转流(geostrophicflow)动力计算
1、计算公式
2、说明
a)计算步骤
(1)划分计算的层次
(2)假设一个适当的零面，求出ΔhP-PN
(3)根据ΔhP-PN 符号判断等压面下倾方向，再据南北半球判断流向
(4)求Vp
(5)作图
b) 不能只根据某深度处的比体积差来判断地转流的大小和方向，应根据梯度 的正负和大小来判断
c)一般是在被计算海区选取三个站A、B、C，要求这三个站的连线构成一个直角三角形，如下图。
依直角边A、B两站的比体积计算流速在x方向的分量
依直角边B、C两站的比体积计算流速在y方向的分量
二者的合成代表整个被计算海区的地转流
d) 动力计算在不同的参考零面下所得结果是不同的，因此选取适当的零面是十分重要。
3、速度零面
动力深度较差法确定速度零面：
先计算每两个站之间的动力深度差，给出它们随深度的分布曲线。
取动力深度较差随深度几乎不变的垂直线段范围，作为速度零面的范围，其中间值作为这两个站的“速度零面”。
世界大洋动力图
1）流向：海流平行于等动力高度线流动。
2）流速：与动力高度值的梯度成正比。
三、地转流
在不考虑海水的湍应力和其它影响海水流动的因素，水平压强梯度力与科氏力取得平衡的定常运动就称为地转流
均匀密度场的地转流-倾斜流
非均匀密度场的地转流-倾斜流
（一）倾斜流
倾斜流是指海水密度分布均匀、海面水位差所产生的地转流。
1、倾斜流的定性解释（北半球情况）
2、求解过程（略）
3、结论
1）V∝tanθ； θ↑，V↑。
2）北半球，流向指向等压面下倾方向右方90°。当顺流而立时，右侧等压面高，
左侧低，即等压面自左下方向右上方倾斜。南半球( 纬度取负值)与之相反。
3）由于海面以下等压面倾角相等，自上而下流速、流向一致。
4）海水密度均匀计算式不适用于纬度=0或纬度 →0的海区。
（二）梯度流
考虑了海水密度分布不均匀、海面水位差引起等压面倾斜时产生的海流。
海水密度分布不均匀可由海面受热、冷却、蒸发、降水等因素引起，或者由于风力作用导致的海水密度重新分布的结果。
1、推导过程（略）
2、特征
a、水平流速与压强梯度垂直，Vh沿等压线方向流动。
b、即梯度流沿等密线流动，在北半球流动方向的右边密度小。
如果盐度定常，表明流动沿等温线流动，在北半球流动的右方温度高。
如果温度定常，表明流动沿等盐线流动，在北半球流动的右方盐度低。
说明：
1）梯度流公式对于纬度φ=0的情况不适用。
2）等压面的倾斜是非常小的，如在φ=45°处，若产生1m/s的梯
度流，等压面倾角的正切仅为10-5，即在100km范围内，海面仅升
高1m，象这样小的倾角是无法测量的。
（三）地转流(geostrophicflow)动力计算
1、计算公式
2、说明
a)计算步骤
(1)划分计算的层次
(2)假设一个适当的零面，求出ΔhP-PN
(3)根据ΔhP-PN 符号判断等压面下倾方向，再据南北半球判断流向
(4)求Vp
(5)作图
b) 不能只根据某深度处的比体积差来判断地转流的大小和方向，应根据梯度 的正负和大小来判断
c)一般是在被计算海区选取三个站A、B、C，要求这三个站的连线构成一个直角三角形，如下图。
依直角边A、B两站的比体积计算流速在x方向的分量
依直角边B、C两站的比体积计算流速在y方向的分量
二者的合成代表整个被计算海区的地转流
d) 动力计算在不同的参考零面下所得结果是不同的，因此选取适当的零面是十分重要。
3、速度零面
动力深度较差法确定速度零面：
先计算每两个站之间的动力深度差，给出它们随深度的分布曲线。
取动力深度较差随深度几乎不变的垂直线段范围，作为速度零面的范围，其中间值作为这两个站的“速度零面”。
世界大洋动力图
1）流向：海流平行于等动力高度线流动。
2）流速：与动力高度值的梯度成正比。
四、风海流
南森（F.Nansen）于1902年观测到北冰洋中浮冰随海水运动的方向与风吹方向不一致,后来由埃克曼从理论上进行了论证，提出了漂流理论
(一) 埃克曼无限深海漂流理论
当定常恒速的风经久地作用于无限广阔的海面时，产生一种定常的运动，称之为漂流。
在远离海岸的深水大洋里，当定常持久的风力作用于海面时，所产生的大尺度流动是定常的。
1. 基本假定
(1) 海区无限宽广；(2) 水深无限大；(3) 海水密度均匀；(4)海水运动达到定常； (5)海面（等压面）是水平的；(6) 不考虑科氏力随纬度的变化；(7) 只考虑由铅直湍流导致的水平湍切应力，且假定铅直湍流粘滞系数Kz为常量。
2、计算过程（略）
3、结论：
流速与流向随深度变化如下图所示。联结各层流矢量端点上的线，称为埃克曼螺旋线。
4.体积输送
水平体积运输只存在于与风向垂直的方向上，北半球朝风向之右方输送，南半球朝风向的左方输送。
(二) 浅海风海流
如果水深比较小，大致与D相等或小于D，海底的摩擦将起很大的作用。Ekman指出：对于浅海的漂流而言，表面流的流向与风向的交角一般比无限深海小，流向随深度的变化也比较缓慢。右下图给出了不同水深情况下风海流矢量在平面上的投影。
1、推导过程（略）
2、结论
1）对于北半球，浅海风海流的表层流向仍偏向于风向的右方(南半球偏向于左方)，海区的水深越小，右偏的角度一般就越小。
2）浅海风海流的流速随深度的增加而减小。
3）对于北半球，流向随深度的增加而逐渐右偏（对于南半球则向左偏）。
4）h/D0≥2时，海区视为无限深海。
5）有限深海漂流的体积输运与无限深海的不同，除了与风向垂直的运输外，还有沿风向的输送。其体积运输量偏离风矢量的角度小于90°，且水深越小，偏角越小。
南森（F.Nansen）于1902年观测到北冰洋中浮冰随海水运动的方向与风吹方向不一致,后来由埃克曼从理论上进行了论证，提出了漂流理论
(一) 埃克曼无限深海漂流理论
当定常恒速的风经久地作用于无限广阔的海面时，产生一种定常的运动，称之为漂流。
在远离海岸的深水大洋里，当定常持久的风力作用于海面时，所产生的大尺度流动是定常的。
1. 基本假定
(1) 海区无限宽广；(2) 水深无限大；(3) 海水密度均匀；(4)海水运动达到定常； (5)海面（等压面）是水平的；(6) 不考虑科氏力随纬度的变化；(7) 只考虑由铅直湍流导致的水平湍切应力，且假定铅直湍流粘滞系数Kz为常量。
2、计算过程（略）
3、结论：
流速与流向随深度变化如下图所示。联结各层流矢量端点上的线，称为埃克曼螺旋线。
4.体积输送
水平体积运输只存在于与风向垂直的方向上，北半球朝风向之右方输送，南半球朝风向的左方输送。
(二) 浅海风海流
如果水深比较小，大致与D相等或小于D，海底的摩擦将起很大的作用。Ekman指出：对于浅海的漂流而言，表面流的流向与风向的交角一般比无限深海小，流向随深度的变化也比较缓慢。右下图给出了不同水深情况下风海流矢量在平面上的投影。
1、推导过程（略）
2、结论
1）对于北半球，浅海风海流的表层流向仍偏向于风向的右方(南半球偏向于左方)，海区的水深越小，右偏的角度一般就越小。
2）浅海风海流的流速随深度的增加而减小。
3）对于北半球，流向随深度的增加而逐渐右偏（对于南半球则向左偏）。
4）h/D0≥2时，海区视为无限深海。
5）有限深海漂流的体积输运与无限深海的不同，除了与风向垂直的运输外，还有沿风向的输送。其体积运输量偏离风矢量的角度小于90°，且水深越小，偏角越小。
五、惯性流
当风吹起海流之后，即使风力突然停止，或海水流出风区后海水运动并不立即停止。当风停止之后，继续运动的海流习惯称之为惯性流。
在深海中，可认为摩擦力很小，水质点运动成圆圈状，这时做圆周运动的向心力与科氏力达
到平衡。
运动周期：T=2π/f
当风吹起海流之后，即使风力突然停止，或海水流出风区后海水运动并不立即停止。当风停止之后，继续运动的海流习惯称之为惯性流。
在深海中，可认为摩擦力很小，水质点运动成圆圈状，这时做圆周运动的向心力与科氏力达
到平衡。
运动周期：T=2π/f
六、世界大洋的环流
在一个理想海洋中，风生海流理论上应有的环流型态。摘自Stowe, K. (1995) "ExploringOcean Science", 2th ed.。
（一）大洋环流的成因(Cause ofCirculation)
1、西向强化理论(WesternIntensification Theory)：
In the NorthAtlantic and North Pacific the currents flowing on the western side of eachocean tend to be much stronger and narrower in cross section than the currentson the eastern side.
具体推导，略，越看越糊涂。
2、在实际大洋中，除了因风力作用产生的海流外，还存在着因海水受热、冷却等引起的密度分布不均匀所产生的流动—热盐环流。相对而言，在大洋中下层占主导地位。
大洋主温跃层稳定性：
低纬海区有净的热输入，表明深层有冷水上升，有效阻止热量从表面向下扩散。使跃层深度保持稳定。
说明：
1）深层水的生成对于盐度的微小变化十分敏感
0.1Sv淡水的输入会减少14Sv的深层环流
2）深层水的生成对于海洋深层混合的微小变化也十分敏感
2.1TW的机械混合能就可以驱动2000TW的极向热量输送
（1 terawatt=1012 watt）
深层环流理论：
现代深层环流理论是由Stommel (1958) 和Stommel & Aron (1960s)发展起来的，他们将
Sverdrup 平衡（类似于风生理论）应用于深层环流。此理论和他们的直觉想象相差太大，因此在实验室进行了旋转流体的实验以验证他们的理论，就是著名的Stommel,Aron,Faller实验。
具体内容，略
在一个理想海洋中，风生海流理论上应有的环流型态。摘自Stowe, K. (1995) "ExploringOcean Science", 2th ed.。
（一）大洋环流的成因(Cause ofCirculation)
1、西向强化理论(WesternIntensification Theory)：
In the NorthAtlantic and North Pacific the currents flowing on the western side of eachocean tend to be much stronger and narrower in cross section than the currentson the eastern side.
具体推导，略，越看越糊涂。
2、在实际大洋中，除了因风力作用产生的海流外，还存在着因海水受热、冷却等引起的密度分布不均匀所产生的流动—热盐环流。相对而言，在大洋中下层占主导地位。
大洋主温跃层稳定性：
低纬海区有净的热输入，表明深层有冷水上升，有效阻止热量从表面向下扩散。使跃层深度保持稳定。
说明：
1）深层水的生成对于盐度的微小变化十分敏感
0.1Sv淡水的输入会减少14Sv的深层环流
2）深层水的生成对于海洋深层混合的微小变化也十分敏感
2.1TW的机械混合能就可以驱动2000TW的极向热量输送
（1 terawatt=1012 watt）
深层环流理论：
现代深层环流理论是由Stommel (1958) 和Stommel & Aron (1960s)发展起来的，他们将
Sverdrup 平衡（类似于风生理论）应用于深层环流。此理论和他们的直觉想象相差太大，因此在实验室进行了旋转流体的实验以验证他们的理论，就是著名的Stommel,Aron,Faller实验。
具体内容，略
（二）大洋表层风生环流Wind-driven circulation
在太平洋、大西洋，大洋的南、北两半部都为反气旋环流，即北半球为顺时针方向旋转而南半球为逆时针方向旋转，并且每一环流的东西两侧都不对称。
在赤道海域，南、北两半部环流之间夹着赤道逆流。
在南半球的西风带海域，海流（西风漂流）可连续贯通。
在亚北极海域西部，都有来自北方的寒流，从而形成小型气旋式环流。
两大洋北半球的西边界流都非常强大，而南半球则较弱
在印度洋，南部环流特征与南太、南大西洋环流型相似，北部为季风型环流，冬夏半年环流方向相反
.南半球高纬海区，与西风带相对应为强大的自西向东的绕极流，而在靠近南极大陆尚存在一支自东向西的绕极风生流
在太平洋、大西洋，大洋的南、北两半部都为反气旋环流，即北半球为顺时针方向旋转而南半球为逆时针方向旋转，并且每一环流的东西两侧都不对称。
在赤道海域，南、北两半部环流之间夹着赤道逆流。
在南半球的西风带海域，海流（西风漂流）可连续贯通。
在亚北极海域西部，都有来自北方的寒流，从而形成小型气旋式环流。
两大洋北半球的西边界流都非常强大，而南半球则较弱
在印度洋，南部环流特征与南太、南大西洋环流型相似，北部为季风型环流，冬夏半年环流方向相反
.南半球高纬海区，与西风带相对应为强大的自西向东的绕极流，而在靠近南极大陆尚存在一支自东向西的绕极风生流
（三）大洋表层环流各流系的特征
1、赤道流系
（1）基本介绍
南、北赤道流(South/Northequatorial current) 对应信风带(trade wind band)，亦称信风流。南北不对称，夏季北赤道流在10°N到20°N—25°N之间，南3°N —10 °S之间。冬季稍偏南。赤道流自东向西逐渐加强。
赤道流系特征(Charactersof equatorial current) 主要100—300m的上层，平均流速0.25—0.75m/s。下部有强大的跃层存在，跃层以上温暖高盐的表层水。溶解氧含量高，营养盐低。赤道流是高温、高盐、高水色及透明度大为特征的流系。
印度洋赤道流系特征(Charactersof Indian equatorial current ) 季风(monsoon)控制。11月至翌年3月盛行东北季风，5—9月盛行西南季风。
赤道逆流 (Equatorial counter current) 对应赤道无风带，平均位置在3°N—10°N之间。逆流区有充沛的降水，相对赤道流具有高温、低盐特征。它与北赤道流之间存在辐散上升运动，水色和透明度也相对降低。
赤道潜流(Equatorial latent current) 南赤道流区下方温跃层内，与赤道流相反自西向东的流，成带状分布，厚约200m，宽300km，最大流速达1.5m/s。流轴常与温跃层一致，向东变浅
探索赤道潜流的奥秘
1951年，美国年轻的海洋学者克伦威尔和他的同事，在太平洋的赤道海域进行鲔鱼生活习性及环境条件的考察研究。考察的方式并不复杂，就是把玻璃浮子串在一起，布放在16～20千米长的海面上，每个玻璃浮子下面，挂上铅锤和若干鱼钩。白天放下去，晚上收回来。按照一般的常识，既然海流是向西流动的，布下的钓鱼工具自然应当向西漂才对。然而令人不解的事情发生了，克伦威尔布放的沉到海面下的钓具一反常规，竟一个个向海流的反方向漂着。细心的克伦威尔以为自己没有放好钓具，收起来后，又重新布放，结果还是一样的。漂浮在海面的小船受海流影响，向西漂着，而沉入海中的钓具却向东漂去。这是怎么回事呢？经过大量的资料对比，他断定，在赤道海域的表层海流之下，存在着一支像湾流那样巨大而稳定的逆向海流。这就是赤道潜流。经过各国海洋学家的艰苦努力，最终查明，赤道潜流在三大洋中都存在。它的表现形式是，沿赤道方向由西向东流动，横越三大洋。其范围是北纬2°到南纬2°之间的海域内，形成一支与赤道对称的狭窄海流。它的垂直厚度在200～300米，全年流速稳定。
虽然人们对赤道潜流已经有了初步认识，但是，仍然有不少问题有待人们去探索。例如，人们在赤道以南约南纬6～8°之间，曾多次发现另外一支与赤道潜流平行的潜流，也为逆向海流。这支海流和赤道潜流又是何种关系？另外，赤道潜流与表层风海流的能量转换关系是如何进行的。这些都有待于人们去重新认识。赤道潜流对热能量的储存及对全球气候的影响机制，以及它与西部边界流的能量转换关系，这些也都是摆在海洋科学家面前的难题。
温跃层上面沿子午线方向的垂直环流。
赤道逆流：向东 赤道潜流：向东
（2）、北赤道逆流的形成机制
南、北半球贸易风将海水吹向西，在西部陆地处受阻、堆积，海面出现西高东低的现象，引起指向东的水平压强梯度力，由于赤道无风带风力很弱，所以，东向压强梯度力可以将水沿着赤道无风带向东输送，而不受表面风海流阻碍。其大致位置在4°N~10°N。
赤道逆流虽靠近赤道，但科氏力不能忽略。赤道逆流右面水向4°N辐合，加强这个辐合带；赤道逆流左面水也向北输送，加强了10°N辐散带。而跨赤道逆流的断面上，海面从10°N向4°N抬升，压强梯度力向北，从而维持东向地转流。
北赤道流在太平洋得到充分发展，在大西洋中仅在东部明显，称为圭亚那海流。
（3）赤道潜流的形成机制赤道贸易风将水在大洋西岸堆积，海面西高东低，这时温跃层也发生相应调整；西低东高，由于混合层加厚并且超过风应力作用深度，所以向东流的流上部受风阻碍，下部则可畅通无阻，形成温跃层中的流。
赤道潜流(Cromwell海流)的平均体积输送是40×106m3/s，即40Sv。但它有很大的季节变化。
赤道潜流出现于所有三个跨越赤道的大洋中，最强的是在太平洋。在印度洋还有季节变化。
1、赤道流系
（1）基本介绍
南、北赤道流(South/Northequatorial current) 对应信风带(trade wind band)，亦称信风流。南北不对称，夏季北赤道流在10°N到20°N—25°N之间，南3°N —10 °S之间。冬季稍偏南。赤道流自东向西逐渐加强。
赤道流系特征(Charactersof equatorial current) 主要100—300m的上层，平均流速0.25—0.75m/s。下部有强大的跃层存在，跃层以上温暖高盐的表层水。溶解氧含量高，营养盐低。赤道流是高温、高盐、高水色及透明度大为特征的流系。
印度洋赤道流系特征(Charactersof Indian equatorial current ) 季风(monsoon)控制。11月至翌年3月盛行东北季风，5—9月盛行西南季风。
赤道逆流 (Equatorial counter current) 对应赤道无风带，平均位置在3°N—10°N之间。逆流区有充沛的降水，相对赤道流具有高温、低盐特征。它与北赤道流之间存在辐散上升运动，水色和透明度也相对降低。
赤道潜流(Equatorial latent current) 南赤道流区下方温跃层内，与赤道流相反自西向东的流，成带状分布，厚约200m，宽300km，最大流速达1.5m/s。流轴常与温跃层一致，向东变浅
探索赤道潜流的奥秘
1951年，美国年轻的海洋学者克伦威尔和他的同事，在太平洋的赤道海域进行鲔鱼生活习性及环境条件的考察研究。考察的方式并不复杂，就是把玻璃浮子串在一起，布放在16～20千米长的海面上，每个玻璃浮子下面，挂上铅锤和若干鱼钩。白天放下去，晚上收回来。按照一般的常识，既然海流是向西流动的，布下的钓鱼工具自然应当向西漂才对。然而令人不解的事情发生了，克伦威尔布放的沉到海面下的钓具一反常规，竟一个个向海流的反方向漂着。细心的克伦威尔以为自己没有放好钓具，收起来后，又重新布放，结果还是一样的。漂浮在海面的小船受海流影响，向西漂着，而沉入海中的钓具却向东漂去。这是怎么回事呢？经过大量的资料对比，他断定，在赤道海域的表层海流之下，存在着一支像湾流那样巨大而稳定的逆向海流。这就是赤道潜流。经过各国海洋学家的艰苦努力，最终查明，赤道潜流在三大洋中都存在。它的表现形式是，沿赤道方向由西向东流动，横越三大洋。其范围是北纬2°到南纬2°之间的海域内，形成一支与赤道对称的狭窄海流。它的垂直厚度在200～300米，全年流速稳定。
虽然人们对赤道潜流已经有了初步认识，但是，仍然有不少问题有待人们去探索。例如，人们在赤道以南约南纬6～8°之间，曾多次发现另外一支与赤道潜流平行的潜流，也为逆向海流。这支海流和赤道潜流又是何种关系？另外，赤道潜流与表层风海流的能量转换关系是如何进行的。这些都有待于人们去重新认识。赤道潜流对热能量的储存及对全球气候的影响机制，以及它与西部边界流的能量转换关系，这些也都是摆在海洋科学家面前的难题。
温跃层上面沿子午线方向的垂直环流。
赤道逆流：向东 赤道潜流：向东
（2）、北赤道逆流的形成机制
南、北半球贸易风将海水吹向西，在西部陆地处受阻、堆积，海面出现西高东低的现象，引起指向东的水平压强梯度力，由于赤道无风带风力很弱，所以，东向压强梯度力可以将水沿着赤道无风带向东输送，而不受表面风海流阻碍。其大致位置在4°N~10°N。
赤道逆流虽靠近赤道，但科氏力不能忽略。赤道逆流右面水向4°N辐合，加强这个辐合带；赤道逆流左面水也向北输送，加强了10°N辐散带。而跨赤道逆流的断面上，海面从10°N向4°N抬升，压强梯度力向北，从而维持东向地转流。
北赤道流在太平洋得到充分发展，在大西洋中仅在东部明显，称为圭亚那海流。
（3）赤道潜流的形成机制赤道贸易风将水在大洋西岸堆积，海面西高东低，这时温跃层也发生相应调整；西低东高，由于混合层加厚并且超过风应力作用深度，所以向东流的流上部受风阻碍，下部则可畅通无阻，形成温跃层中的流。
赤道潜流(Cromwell海流)的平均体积输送是40×106m3/s，即40Sv。但它有很大的季节变化。
赤道潜流出现于所有三个跨越赤道的大洋中，最强的是在太平洋。在印度洋还有季节变化。
2、印度洋环流
（1）印度洋季风
在北半球的冬天，南亚上空是冷而密的空气，因而，陆地气压高于大洋上，这就导致北或东北风吹向大洋，这个气流叫东北季风。在跨过赤道之后，受科氏力影响，气流左转，与东南贸易风在10~20°S处辐合。在北半球夏天，亚洲大陆低气压发展，从5~6月直到9月，南或西南风盛行。
季风的变化也显示在印度洋赤道辐合带(ITCZ)的变化上；1月它在20°S，7月它到了25°N。
（2）环流特征
北印度洋流系是随季节变化的。
冬季，环流和其他两个大洋相似，南、北赤道流都出现，还有赤道逆流。
夏季，北赤道流反向，与赤道逆流合并成西南季风流。南赤道流一直存在但不如东北季风期间强盛。
最大变化在于非洲东岸索马里海流反向。西南季风期间流速较大，并出现强上升流。
（1）印度洋季风
在北半球的冬天，南亚上空是冷而密的空气，因而，陆地气压高于大洋上，这就导致北或东北风吹向大洋，这个气流叫东北季风。在跨过赤道之后，受科氏力影响，气流左转，与东南贸易风在10~20°S处辐合。在北半球夏天，亚洲大陆低气压发展，从5~6月直到9月，南或西南风盛行。
季风的变化也显示在印度洋赤道辐合带(ITCZ)的变化上；1月它在20°S，7月它到了25°N。
（2）环流特征
北印度洋流系是随季节变化的。
冬季，环流和其他两个大洋相似，南、北赤道流都出现，还有赤道逆流。
夏季，北赤道流反向，与赤道逆流合并成西南季风流。南赤道流一直存在但不如东北季风期间强盛。
最大变化在于非洲东岸索马里海流反向。西南季风期间流速较大，并出现强上升流。
3.West boundarycurrent (西边界流)
（1）.概述：
南赤道流和北赤道流在大洋西边界附近分别向南极、北极方向移动，形成强大而狭窄的西边界流，这是大洋环流有别于大气环流的一个重要特征。也是在大洋西部大陆坡海域，由明显的海面坡度维系的强流。包括太平洋黑潮(Kuroshio Current)和东澳流(East Australia Current)，大西洋湾流(Gulf Stream)和巴西流(Brazil Current)，印度洋莫桑比克流。是反气旋环流一部分，赤道流的延续。与近岸水相比，具有高温、高盐、高水色和透明度大等特征。北强南弱。
(2)湾流
a 流程：佛罗里达流与安的列斯流汇合处视为起点。北上经1200km，到哈特拉斯角，又离岸向东，直到45°W附近的格陵兰滩以南，行程2500km。然后转向东北，横越大西洋——北大西洋流。
b、流幅与流速：湾流在海面宽度100—150km，表层最大流速2.5m/s，最大流速偏在流轴左方，沿途流量不断增大，影响深度可达海底。
c、西边界流在沿海洋西岸陆棚北上时往往会发生蛇行现象(Meandering)，当蛇行蜿蜒摆荡的振幅过大时，往往便会将西方边界流近岸一侧的冷水卷入外海侧的暖水域中，或是暖水突入近岸之冷水域中，因此分别形成反钟向旋转的冷水环(Cold Ring) 或是顺钟向旋转的暖水环(Warm Ring)，也有人将水环称为涡旋(Eddy)。
（1）.概述：
南赤道流和北赤道流在大洋西边界附近分别向南极、北极方向移动，形成强大而狭窄的西边界流，这是大洋环流有别于大气环流的一个重要特征。也是在大洋西部大陆坡海域，由明显的海面坡度维系的强流。包括太平洋黑潮(Kuroshio Current)和东澳流(East Australia Current)，大西洋湾流(Gulf Stream)和巴西流(Brazil Current)，印度洋莫桑比克流。是反气旋环流一部分，赤道流的延续。与近岸水相比，具有高温、高盐、高水色和透明度大等特征。北强南弱。
(2)湾流
a 流程：佛罗里达流与安的列斯流汇合处视为起点。北上经1200km，到哈特拉斯角，又离岸向东，直到45°W附近的格陵兰滩以南，行程2500km。然后转向东北，横越大西洋——北大西洋流。
b、流幅与流速：湾流在海面宽度100—150km，表层最大流速2.5m/s，最大流速偏在流轴左方，沿途流量不断增大，影响深度可达海底。
c、西边界流在沿海洋西岸陆棚北上时往往会发生蛇行现象(Meandering)，当蛇行蜿蜒摆荡的振幅过大时，往往便会将西方边界流近岸一侧的冷水卷入外海侧的暖水域中，或是暖水突入近岸之冷水域中，因此分别形成反钟向旋转的冷水环(Cold Ring) 或是顺钟向旋转的暖水环(Warm Ring)，也有人将水环称为涡旋(Eddy)。
（3）. Kuroshio Current (黑潮)
菲律宾群岛东侧北上，主流从台湾东侧经台湾和与那国岛之间水道进入东海，沿陆坡向东北方向流动。到九州西南方一部分向北层对马暖流，经对马海峡进入日本海。在此之前也有一部分进入黄海称黄海暖流，具有风生补偿流特征。黑潮主干经吐噶喇海峡进入太平洋，沿日本列岛流向东北。在35°N附近分两支：主干转向东流直到160°E，称黑潮延续体，一支在40°N附近与亲潮(Oyashio Current)汇合转向东流汇于黑潮延续体，横过太平洋。
黑潮在PN断面流速年平均值的剖面结构比较
左图：水文观测资料推算（Oka and Kawabe, 2003，cm/s）；右图：模型结果, m/s
各月份黑潮影响下西北太平洋温度，盐度，水温梯度情况
菲律宾群岛东侧北上，主流从台湾东侧经台湾和与那国岛之间水道进入东海，沿陆坡向东北方向流动。到九州西南方一部分向北层对马暖流，经对马海峡进入日本海。在此之前也有一部分进入黄海称黄海暖流，具有风生补偿流特征。黑潮主干经吐噶喇海峡进入太平洋，沿日本列岛流向东北。在35°N附近分两支：主干转向东流直到160°E，称黑潮延续体，一支在40°N附近与亲潮(Oyashio Current)汇合转向东流汇于黑潮延续体，横过太平洋。
黑潮在PN断面流速年平均值的剖面结构比较
左图：水文观测资料推算（Oka and Kawabe, 2003，cm/s）；右图：模型结果, m/s
各月份黑潮影响下西北太平洋温度，盐度，水温梯度情况
4、西风漂流
南半球的西边界流在特定的纬度会自动离开西边界，折向大洋，形成西边界流的延续体。进入西风带之后，作为西风漂流，一直向东边界流去。
l在西风漂流区内存在明显的温度经线方向梯度—大洋极锋
寒暖流交汇区为著名的渔场，如北海道渔场（黑潮和亲潮）、纽芬兰渔场（湾流和拉布拉多寒流）
南半球的西边界流在特定的纬度会自动离开西边界，折向大洋，形成西边界流的延续体。进入西风带之后，作为西风漂流，一直向东边界流去。
l在西风漂流区内存在明显的温度经线方向梯度—大洋极锋
寒暖流交汇区为著名的渔场，如北海道渔场（黑潮和亲潮）、纽芬兰渔场（湾流和拉布拉多寒流）
5、东边界流
东边界流是风生亚热带反气旋式环流东部的海流，是西风漂流的一部分海水在大洋东边界转向赤道而形成的。与赤道流、西边界流和西风漂流一起组成封闭流系的流动，完成了大洋环流系统。
东边界流一般均属于寒流，一方面因为它们自高纬向低纬流动，将低温海水带入高温海域，另一方面，大洋风系在东边界造成海水上升运动，将下层冷水带至海面，呈现与环境海水大相径庭的寒流特征。
东边界流没有海流的强化现象，流速小、厚度小，尽管流幅宽，但是流量却小得多。
东边界流是风生亚热带反气旋式环流东部的海流，是西风漂流的一部分海水在大洋东边界转向赤道而形成的。与赤道流、西边界流和西风漂流一起组成封闭流系的流动，完成了大洋环流系统。
东边界流一般均属于寒流，一方面因为它们自高纬向低纬流动，将低温海水带入高温海域，另一方面，大洋风系在东边界造成海水上升运动，将下层冷水带至海面，呈现与环境海水大相径庭的寒流特征。
东边界流没有海流的强化现象，流速小、厚度小，尽管流幅宽，但是流量却小得多。
6.Polar circulation (极地环流)
北冰洋中的环流：从大西洋进入的挪威流及一些沿岸流。加拿大海盆为一巨大反气旋式环流，从楚奇科海穿越北极到达格陵兰海，部分西折，部分汇入东格陵兰流，把大量的浮冰携带进入大西洋。
南极海区环流：南极大陆边缘一个很窄范围内，极地东风作用，形成一支自东向西绕南极大陆边缘的小环流，称为极地东风环流。与南极绕极流间，形成南极辐散带(Antarcticdivergent zone)。与南极大陆间形成海水沿陆架的辐聚下沉，即南极大陆辐聚区(Antarcticconvergent zone)，亦是南极陆架表层海水下沉的动力学原因。
北冰洋中的环流：从大西洋进入的挪威流及一些沿岸流。加拿大海盆为一巨大反气旋式环流，从楚奇科海穿越北极到达格陵兰海，部分西折，部分汇入东格陵兰流，把大量的浮冰携带进入大西洋。
南极海区环流：南极大陆边缘一个很窄范围内，极地东风作用，形成一支自东向西绕南极大陆边缘的小环流，称为极地东风环流。与南极绕极流间，形成南极辐散带(Antarcticdivergent zone)。与南极大陆间形成海水沿陆架的辐聚下沉，即南极大陆辐聚区(Antarcticconvergent zone)，亦是南极陆架表层海水下沉的动力学原因。
7.Subtropical convergent zone (副热带辐聚区)
反气旋大环流的中间海域，流向不定，流速甚小。表层海水辐聚下沉——副热带辐聚区，把大洋表层盐度最大、溶解氧含量高的温暖水带到表层以下，形成次表层水。
海水辐聚下沉，悬浮物少，具有世界上最高的水色和最大透明度，“海洋沙漠”。
反气旋大环流的中间海域，流向不定，流速甚小。表层海水辐聚下沉——副热带辐聚区，把大洋表层盐度最大、溶解氧含量高的温暖水带到表层以下，形成次表层水。
海水辐聚下沉，悬浮物少，具有世界上最高的水色和最大透明度，“海洋沙漠”。
（四）. Undersurface circulation (大洋表层以下的环流)
1、 Movement anddistribution of subsurface water（次表层水）
介于表层水(Surface water)与大洋主温跃层(Main Thermocline)之间；副热带海域表层水下沉而成；高温高盐；大部分水体流向低纬一侧，沿主温跃层散布，少部分流向高纬一侧
2、Movementof intermediate water(中层水)
(a) 南极辐聚和西北辐聚区海水下沉形成，约在800-1000m，带有源地的低盐特征
(b) 地中海、红海-波斯湾水等溢出的高盐中层水
3、Movement of bottomwater（底层水）
具有最大的密度，主要来源于威德尔海、罗斯海，其次是格陵兰海与挪威海
4、Movement of deep water(深层水)
介于中层水与底层水之间，约在2000-4000m，由北大西洋格陵兰南部的上层海洋形成。贫氧是深层水主要特征。
洋流模式
the yellow arrows outline the paths ofthe major geostrophic or surface water currents in theocean; the green arrows show the general path of the thermaohaline, or deep water currents. Note that thetwo are connected in the North Atlantic and in the South Atlantic where surfacewaters become dense and sink.
1、 Movement anddistribution of subsurface water（次表层水）
介于表层水(Surface water)与大洋主温跃层(Main Thermocline)之间；副热带海域表层水下沉而成；高温高盐；大部分水体流向低纬一侧，沿主温跃层散布，少部分流向高纬一侧
2、Movementof intermediate water(中层水)
(a) 南极辐聚和西北辐聚区海水下沉形成，约在800-1000m，带有源地的低盐特征
(b) 地中海、红海-波斯湾水等溢出的高盐中层水
3、Movement of bottomwater（底层水）
具有最大的密度，主要来源于威德尔海、罗斯海，其次是格陵兰海与挪威海
4、Movement of deep water(深层水)
介于中层水与底层水之间，约在2000-4000m，由北大西洋格陵兰南部的上层海洋形成。贫氧是深层水主要特征。
洋流模式
the yellow arrows outline the paths ofthe major geostrophic or surface water currents in theocean; the green arrows show the general path of the thermaohaline, or deep water currents. Note that thetwo are connected in the North Atlantic and in the South Atlantic where surfacewaters become dense and sink.
七，升降流
1、产生升降流的基本动力因子
升降流是指海水在垂直方向的一种缓慢运动，垂直运动速度一般在10-5 m/s~10-7m/s之间，而水平流动速度量级则在10-1~100m/s左右。
在上升流区，海水向上运动，将底层低温水带入上层，形成海气之间热量交换特殊区域。上升流将底层营养盐（硝酸盐、磷酸盐、硅酸盐）带入表层和近表层，从而促使浮游植物大量生长、浮游动物大量繁殖，从而维持更多鱼类生存。因此，世界上大多数重要渔场都在上升流区。
产生升降流的基本动力因子：
1）横越陆架的Ekman输运形成的升降流
2）Ekman泵吸作用形成的升降流
3）地形作用形成的上升流
4）非风生的各种中尺度涡也能引发升降流
5）β螺旋效应
1）横越陆架的Ekman输运形成的升降流
如果盛行风向与海岸平行，且海岸位于风向的左面（北半球），近岸表层水必离开海岸外流，而下层水则向岸涌升补充，从而产生上升流。如果盛行风向与海岸平行，且海岸位于风向的右面（北半球），外海表层水必然在近岸处堆积，从而产生下降流。
Ekman 输运只限于上层10~100m厚，和上混合层基本一致。海流沿着海岸产生横越陆架的Ekman输运，是世界大洋东岸上升流产生的重要原因。
2）Ekman泵吸作用形成的升降流
在远离海岸的外海域，气旋式风场可以产生气旋式环流。环流中心海水受到强烈抽吸作用：表层海水流走，次表层海水上升。这就是Ekman泵吸作用。
3）地形作用形成的上升流
当海水由深水区流向浅水区时，在海底地形抬升作用下，底层海水必逆坡爬升，实现动能到势能的转换。
4）非风生的各种中尺度涡也能引发升降流
在两个反向运动的海流之间，会发生不稳定结构，从而产生各种中尺度涡，通常称之为锋面涡旋。一旦中尺度涡发生，就要伴随产生上升流和下降流；在季风区，季节转换往往与季风转换相关，因此，上层海水要有一个动力调整过程。
5）β螺旋效应
1、产生升降流的基本动力因子
升降流是指海水在垂直方向的一种缓慢运动，垂直运动速度一般在10-5 m/s~10-7m/s之间，而水平流动速度量级则在10-1~100m/s左右。
在上升流区，海水向上运动，将底层低温水带入上层，形成海气之间热量交换特殊区域。上升流将底层营养盐（硝酸盐、磷酸盐、硅酸盐）带入表层和近表层，从而促使浮游植物大量生长、浮游动物大量繁殖，从而维持更多鱼类生存。因此，世界上大多数重要渔场都在上升流区。
产生升降流的基本动力因子：
1）横越陆架的Ekman输运形成的升降流
2）Ekman泵吸作用形成的升降流
3）地形作用形成的上升流
4）非风生的各种中尺度涡也能引发升降流
5）β螺旋效应
1）横越陆架的Ekman输运形成的升降流
如果盛行风向与海岸平行，且海岸位于风向的左面（北半球），近岸表层水必离开海岸外流，而下层水则向岸涌升补充，从而产生上升流。如果盛行风向与海岸平行，且海岸位于风向的右面（北半球），外海表层水必然在近岸处堆积，从而产生下降流。
Ekman 输运只限于上层10~100m厚，和上混合层基本一致。海流沿着海岸产生横越陆架的Ekman输运，是世界大洋东岸上升流产生的重要原因。
2）Ekman泵吸作用形成的升降流
在远离海岸的外海域，气旋式风场可以产生气旋式环流。环流中心海水受到强烈抽吸作用：表层海水流走，次表层海水上升。这就是Ekman泵吸作用。
3）地形作用形成的上升流
当海水由深水区流向浅水区时，在海底地形抬升作用下，底层海水必逆坡爬升，实现动能到势能的转换。
4）非风生的各种中尺度涡也能引发升降流
在两个反向运动的海流之间，会发生不稳定结构，从而产生各种中尺度涡，通常称之为锋面涡旋。一旦中尺度涡发生，就要伴随产生上升流和下降流；在季风区，季节转换往往与季风转换相关，因此，上层海水要有一个动力调整过程。
5）β螺旋效应
2、世界大洋上升流的分布
北大西洋：加那利海流区域10°~40°N
南大西洋：本格拉海流区域5°~30°S
北太平洋：加利福尼亚海流区域25°~45°N
南太平洋：秘鲁海流区域5°~45°S
印度洋：西南季风期间的索马里和阿拉伯沿岸
3、上升流的特征
1）风是主要的动力因子
沿岸上升流的强度和持久性都与风有关。
2）有很强的依时性
上升流的稳定状态很少能保持较长时间。在海岸右方出现一段时间强风之后，就可能出现上升流。如果风持续吹刮，上升流就会逐渐达到稳定状态，然后随着风的减弱、停止而相应变化。
3）上升流跨陆架尺度是Rossby变形半径
上升流水平尺度是斜压的Rossby变形半径，大约10~50km。
4）涌升水比置换的表层水冷
由于上升流将下面几十到几百米的水带到表层来，使表层水变冷，而下面水体由于缺乏生物的消耗，营养盐极为丰富，从而促进上层生物的繁殖，具有较高的生产力。
上升流锋、喷发和细结构
4、世界大洋主要上升流区的比较
俄勒冈海域上升流区：
海水来自外海200m深处
大陆架很窄，大陆坡相当陡峭
由垂直梯度表示的海水层化程度较强
非洲西海岸上升流区：
海水来自外海200m深处
大陆架浅而宽，从大陆架到大陆坡是突然变化的
由垂直梯度表示的海水层化程度较弱
秘鲁沿岸上升流区：
海水来自外海70m深处
风速很少变化，上升流似乎不能被明显地区分为一系列可区别过程
表层平均流速方向可能和引起上升流的风速方向相反。
和厄尔尼诺现象相伴随
南非西海岸SST分布
北大西洋：加那利海流区域10°~40°N
南大西洋：本格拉海流区域5°~30°S
北太平洋：加利福尼亚海流区域25°~45°N
南太平洋：秘鲁海流区域5°~45°S
印度洋：西南季风期间的索马里和阿拉伯沿岸
3、上升流的特征
1）风是主要的动力因子
沿岸上升流的强度和持久性都与风有关。
2）有很强的依时性
上升流的稳定状态很少能保持较长时间。在海岸右方出现一段时间强风之后，就可能出现上升流。如果风持续吹刮，上升流就会逐渐达到稳定状态，然后随着风的减弱、停止而相应变化。
3）上升流跨陆架尺度是Rossby变形半径
上升流水平尺度是斜压的Rossby变形半径，大约10~50km。
4）涌升水比置换的表层水冷
由于上升流将下面几十到几百米的水带到表层来，使表层水变冷，而下面水体由于缺乏生物的消耗，营养盐极为丰富，从而促进上层生物的繁殖，具有较高的生产力。
上升流锋、喷发和细结构
4、世界大洋主要上升流区的比较
俄勒冈海域上升流区：
海水来自外海200m深处
大陆架很窄，大陆坡相当陡峭
由垂直梯度表示的海水层化程度较强
非洲西海岸上升流区：
海水来自外海200m深处
大陆架浅而宽，从大陆架到大陆坡是突然变化的
由垂直梯度表示的海水层化程度较弱
秘鲁沿岸上升流区：
海水来自外海70m深处
风速很少变化，上升流似乎不能被明显地区分为一系列可区别过程
表层平均流速方向可能和引起上升流的风速方向相反。
和厄尔尼诺现象相伴随
南非西海岸SST分布
6、中国海升降流之成因
1）季风成因：浙江沿岸、福建中北部、广东沿岸、海南岛东部沿岸
2）地形影响：山东半岛、辽东半岛顶端、台湾浅滩附近、澎湖列岛附近
3）风与地形的联合影响：浙江沿岸上升流、粤东上升流、海南岛东部下降流、香港东南部下降流
1）季风成因：浙江沿岸、福建中北部、广东沿岸、海南岛东部沿岸
2）地形影响：山东半岛、辽东半岛顶端、台湾浅滩附近、澎湖列岛附近
3）风与地形的联合影响：浙江沿岸上升流、粤东上升流、海南岛东部下降流、香港东南部下降流
字数：9897字
发表时间：2014-06-13 20:42:00 +0800 CST
更新时间：2017-04-08 01:43:28 +0800 CST
评论数：39条评论
帖子来源：百度贴吧 访问原帖