海流是怎樣形成的

2024年3月18日發(fā)(作者：字甲骨文)

海流是怎樣形成的？

中國海洋文化在線 2008-9-4 9:54:41

圖1

海流形成的原因很多，但歸納起來不外乎兩種。第一是海面上的風(fēng)力驅(qū)動，形成風(fēng)生海流。

由于海水運(yùn)動中粘滯性對動量的消耗， 這種流動隨深度的增大而減弱， 直至小到可以忽略，其所

海流形成的第二種原因是海 涉及的深度通常只為幾百米， 相對于幾千米深的大洋而言是一薄層。

水的溫鹽變化。因為海水密度的分布與變化直接受溫度、

洋壓力場的結(jié)構(gòu)。實際海洋中的等壓面往往是傾斜的，

方向上產(chǎn)生了一種引起海水流動的力，

地引起海水在鉛直方向上的運(yùn)動。

海流形成之后，由于海水的連續(xù)性， 在海水產(chǎn)生輻散或輻聚的地方，

為了討論方便起見， 也可根據(jù)海水受力情況及其成因等，

如，由風(fēng)引起的海流稱為風(fēng)海流或漂流，

鹽度的支配，而密度的分布又決定了海

即等壓面與等勢面并不一致， 這就在水平

從而導(dǎo)致了海流的形成。 另外海面上的增密效應(yīng)又可直接

將導(dǎo)致升、降流的形成。

從不同角度對海流分類和命名。 例

從受力情況分又有地 由溫鹽變化引起的稱為熱鹽環(huán)流；

轉(zhuǎn)流、慣性流等稱謂；考慮發(fā)生的區(qū)域不同又有海流、陸架流、赤道流、東西邊界流等。

描述海水運(yùn)動的方法有兩種： 一是拉格朗日方法， 一是歐拉方法。前者是跟蹤水質(zhì)點以描述

但近代用漂流瓶以及中性浮子等追蹤流跡， 可近似 它的時空變化，這種方法實現(xiàn)起來比較困難，

地了解流的變化規(guī)律。

通常多用歐拉方法來測量和描述海流， 即在海洋中某些站點同時對海流進(jìn)行觀測， 依測量結(jié)

果，用矢量表示海流的速度大小和方向， 繪制流線圖來描述流場中速度的分布。 如果流場不隨時 間而變

化，那么流線也就代表了水質(zhì)點的運(yùn)動軌跡。

海流流速的單位，按 SI單位制是米每秒，記為 m/s ;流向以地理方位角表示，指海水流去

0°北），向東流動則為 90°向南 的方向。例如，海水以 0.10m/s的速度向北流去，則流向記為

流動為180°向西流動為 270°流向與風(fēng)向的定義恰恰相反，風(fēng)向指風(fēng)吹來的方向。繪制海流 圖時常用箭矢

符號，矢長度表示流速大小，箭頭方向表示流向。

海洋中除了由引潮力引起的潮汐運(yùn)動外， 海水沿一定途徑的大規(guī)模流動。 引起海流運(yùn)動的因

素可以是風(fēng)，也可以是熱鹽效應(yīng)造成的海水密度分布的不均勻性。

水平流動。海流可以分為暖流和寒流。

海水沿著一定的方向有規(guī)律的

若海流的水溫比到達(dá)海區(qū)的水溫高，則稱為暖流；若海流

由高緯度流

推

的水溫比到達(dá)海區(qū)的水溫低， 則稱為寒流。一般由低緯度流向高緯度的海流為暖流，

向低緯度的海流為寒流。海流還可以按成因分為風(fēng)海流、密度流和補(bǔ)償流。盛行風(fēng)吹拂海面，

動海水隨風(fēng)漂流，并且使上層海水帶動下層海水流動，形成規(guī)模很大的海流，叫做風(fēng)海流。

世界大洋表層的海洋系統(tǒng)，按其成因來說，大多屬于風(fēng)海流。

不同海域海水溫度和鹽度的不同會使海水密度產(chǎn)生差異， 從而引起海水水位的差異，在海水

密度不同的兩個海域之間便產(chǎn)生了海面的傾斜，造成海水的流動，這樣形成的海流稱為密度流。

當(dāng)某一海區(qū)的海水減少時， 相鄰海區(qū)的海水便來補(bǔ)充， 這樣形成的海流稱為補(bǔ)償流。 補(bǔ)償流

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既可以水平流動，也可以垂直流動，垂直補(bǔ)償流又可以分為上升流和下降流，

升補(bǔ)償流。

綜上所述，產(chǎn)生海流的主要原因是風(fēng)力和海水密度差異。

作用的結(jié)果。

大洋中深度小于二三百米的表層為風(fēng)漂流層，

如秘魯寒流屬于上

實際發(fā)生的海流總是多種因素綜合

行星風(fēng)系作用在海面的風(fēng)應(yīng)力和水平湍流應(yīng)力

的合力，與地轉(zhuǎn)偏向力平衡后，便生成風(fēng)漂流。行星風(fēng)系風(fēng)力的大小和方向，都隨緯度變化，導(dǎo) 致海面海水

的輻合和輻散。 一方面，它使海水密度重新分布而岀現(xiàn)水平壓強(qiáng)梯度力， 當(dāng)它和地轉(zhuǎn)

偏向力平衡時，在相當(dāng)厚的水平層中形成水平方向的地轉(zhuǎn)流； 另一方面，在赤道地區(qū)的風(fēng)漂流層

底部，海水從次表層水中向上流動，或下降而流入次表層水中，形成了赤道地區(qū)的升降流。

大洋上的結(jié)冰、融冰、降水和蒸發(fā)等熱鹽效應(yīng)，

使極地和高緯度某些海域表層生成高密度的海水，

造成海水密度在大范圍海面分布不均勻，

而下沉到深層和底層。在水平壓強(qiáng)梯度力的作

可

用下，作水平方向的流動，并可通過中層水底部向上再流到表層，這就是大洋的熱鹽環(huán)流。

大洋表層生成的風(fēng)漂流，構(gòu)成大洋表層的風(fēng)生環(huán)流。

流和南赤道流，在大洋的西邊界處受海岸的阻擋，

其中，位于低緯度和中緯度處的北赤道

由于科里 其主流便分別轉(zhuǎn)而向北和向南流動，

奧利參量隨緯度的變化 （

B

效應(yīng)）和水平湍流摩擦力的作用，形成流輻變窄、流速加大的大洋西向 強(qiáng)化

流。每年由赤道地區(qū)傳輸?shù)降厍虻母呔暤貛У臒崃恐校?有一半是大洋西邊界西向強(qiáng)化流傳輸

使流速增大；但在 的。進(jìn)入大洋上層的熱鹽環(huán)流，在北半球由于和大洋西向強(qiáng)化流的方向相同，

南半球則因方向相反，流速減緩，故大洋環(huán)流西向強(qiáng)化現(xiàn)象不太顯著。

大洋表層風(fēng)生環(huán)流在南半球的中緯度和高緯度地帶，

繞南極大陸連續(xù)流動的南極繞極流。

在大洋的東部和近岸海域，

由于沒有大陸海岸阻擋，形成了一支環(huán)

當(dāng)風(fēng)力長期地、 幾乎沿海岸平行地均勻吹刮時， 一方面生成風(fēng)漂

流，發(fā)生海水的水平輻合和輻散， 而岀現(xiàn)上升流和下降流；另一方面因海水在近岸處積聚和流失

而造成海面傾斜，發(fā)生水平壓強(qiáng)梯度力而產(chǎn)生沿岸流，就形成沿岸的升降流。

大洋西向強(qiáng)化流在北半球向北 （南半球向南）流動，而后折向東流，至某特定地區(qū)時，流動開

始不穩(wěn)定，流軸在其平均位置附近便發(fā)生波狀的彎曲，岀現(xiàn)海流彎曲 （或蛇行）現(xiàn)象，最后形成環(huán)

狀流而脫離母體，生成了中央分別為來自大陸架的冷水的冷流環(huán)和來自海洋內(nèi)部的暖水的暖流 環(huán)。這是一類

具有中等尺度的中尺度渦。此外，在大洋的其他部分，由于海流的不穩(wěn)定，也能形 成其他種類的中尺度渦。

這些中尺度渦集中了海洋中很大一部分能量，

平均環(huán)流場之上的各種天氣式渦旋，使大洋環(huán)流更加復(fù)雜。

在海洋的大陸架范圍或淺海處， 由于海岸和海底摩擦顯著， 加上潮流特別強(qiáng)等因素，便形成

形成了疊加在大洋氣候式

頗為復(fù)雜的大陸架環(huán)流、淺內(nèi)海環(huán)流、海峽海流等淺海海流。

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