发布时间 : 星期五 文章第五章海洋环流更新完毕开始阅读
数为常量。
上述条件下，当海流稳定时，湍流切应力与科氏力取得平衡。（结合书上的公式看结论）
深海漂流流速随深度的变化 ?u?Veazcos(45o?az)? ?v?V0eazsin(45o?az)0在海面（z=0），流速为V0，由式（5-35）可见它与海面上风应力成正比，同时也与湍流滞系量和地理纬度有关。合成流向与x轴的夹角为45°，或者说右偏于风矢量方向45°；
当深度增大时（z＜0），流速迅速减小，流向相对风矢量逐渐右偏； 在z=-π/a的深度上，流速=0.043V0，只有表面流速的4.3%；流向（45°+az）=-135°，恰与表面流向相反。可见到达这个深度上流动已可忽略不计了。通常称z=-π/a这个深度称为摩擦深度，用D表示。
联结各层流矢量端点上的线，称为埃克曼螺旋线。 （二）浅海风海流的基本特征
水深越浅，从上层到下层的流速矢量越是趋近风矢量的方向。当h/D>2时，则可作为无限深海的情况处理 （三）风海流的体积运输
无限深海漂流的体积运输只在x方向上存在，也就是说，在北半球海水的体积运输方向与风矢量垂直，且指向右方，在南半球则相反。
浅海风海流的体积运输在x与y轴方向上都存在，其运输方向偏离风矢量的角度小于90°，且水深越浅，偏角越小。 （四）风海流的副效应
海洋是有界的，且风场也并非均匀与稳定，因此，风海流的体积运输必然导致海水在某些海域或岸边发生辅散或辅聚，从而引起海水在这些区域产生上升或下沉运动，继而改变了海洋的密度场和压力场的结构，从而派生出其他的流动，上述现象称为风海流的副效应。
由无限深海风海流的体积运输可知，与岸平行的风能导致岸边海水最大的辐散和辐聚，从而引起表层海水的下沉或下层海水的涌升；而与岸垂直的风则不能。
对浅海而言，与岸线成一定角度的风，其与岸线平行的分量也可引起类似运动。如：
1、秘鲁沿岸为东南信风，由于漂流的体积运输使海水离岸而去，因此下层海水涌升到海洋上层，形成了世界上有名的上升流区。上升流将营养盐不断的带到海洋表层，有利于生物反之，所以上升流去往往是有名的渔场。如秘鲁近岸就是有名的渔场。
2、在赤道附近海域，由于信风跨越赤道，引起赤道表层海水的辐散，形成上升流。
3、由于风场的不均匀也可产生下降流。表层海水的辐散与辐聚与风应力的水平涡度有关，大洋上空的气旋与反气旋也能引起海水的上升与下沉，如台风（热带气旋）。
（五）近岸流的基本特征
在比较陡峭的近岸，如果水深大于摩擦深度的两倍，当风沿岸边吹时，则近岸海流自表至地可能存在三层结构：表层流、中层流和底层流。
1、表层流：包括由风直接引起的纯漂流（它的厚度在摩擦深度范围内）和由于漂流导致的海水体积运输所造成的海面倾斜，形成的倾斜流。 2、中层流：单纯的倾斜流。
3、底层流：在底摩擦层内的流动，称为底层流，他是由于倾斜流受到海底摩擦而形成的。
五、世界大洋环流和水团分布
（一）风生大洋环流
1、早在1948年，斯托梅尔就根据海面上风应力并考虑到铅直湍应力及科氏力的平衡关系进行了研究，得出了如下结论：
假定大洋为等深矩形，位于赤道一侧，风应力随纬度的变化而变化。 1) 当科氏力为0时，（即只考虑风应力与湍切应力平衡事的海流情况）流线都
是对称的；
2) 当科氏力为常数时，情况与上相似；
3) 考虑到科氏力随纬度变化而变化时，所得流线型与上不同，即大洋西岸流线
密集、流速大；而大洋东岸，流线稀疏、流速小。这种现象被称为洋流西向
强化。
科氏参量随纬度的变化率是引起洋流西向强化的主要原因。北太平洋的黑潮，北大西洋的湾流以及印度洋的莫三比克海流均体现了这种西向强化的明显特征，即流幅宽、流速加快。
2、蒙克（W.H.Munk）等人又考虑了均质大洋边界侧向摩擦力的作用，视北太平洋为三角形大洋。它与北太平洋实测海流矢量流线图颇为相似，也指出了大洋环流的纬向分布与海面上平均风场纬向分布相应。 （二）热盐环流
由风驱动形成的风生环流，主要表现在大洋的上层。
由温、盐变化引起的环流常被称为热盐环流。相对而言，他在大洋中下层占主要地位。
热盐环流相对风生环流而言，其流动是缓慢的，但它是形成大洋的中下层温盐分布特征及海洋层化结构的主要原因。
描述热盐环流的一种较为简单的模型是：表层海水带着自己的特性沿等密面下沉。
（三）世界大洋环流和水团分布
世界大洋上层环流的总特征： （1） 太平洋与大西洋的环流：
①在南北半球都存在一个与副热带高压对应的巨大反气旋式大洋环流（北半球为顺时针，南半球为逆时针）；
②在它们之间为赤道逆流；
③两大洋北半球的西边界流（在大西洋称为湾流，在太平洋为黑潮）都非常强大，而南半球的西边界流（巴西海流与东澳海流）则较弱；
④北太平洋与北大西洋沿洋盆西侧都有来自北方的寒流； ⑤在主涡旋北部有一小型气旋式环流。 （2） 印度洋：
南部的环流型，在总特征上与南太平洋和南大西洋的环流型相似，而北部则为季风型环流，东夏两半年环流方向相反。
（3） 在南半球的高纬海区，与西风带相对应为一支强大的自西向东绕极流。
（4） 在靠近南极大陆沿岸存在一支自东向西的绕极风生流。 1、赤道流系：
与南半球信风带对应的分别为西向的南赤道流与北赤道流，亦称信风流。这是两支比较稳定的由信风引起的风生漂流，他们是南北半球巨大气旋式环流的一个组成部分。
在南北信风流之间与赤道无风带相对应是一支向东运动的赤道逆流。 赤道流的特征：高温、高盐、高水色、透明度大（营养盐含量低、浮游生物不易繁殖）
赤道逆流的特征：高温、低盐（降水充沛）、水色透明度相对较低（与北赤道流之间存在海水辐散上升运动，把低温而高营养盐的海水向上运输，使水质肥沃）
2、上层西边界流：
是指大洋西侧洋大陆坡从低纬向高纬的流。
包括：太平洋的黑潮与东澳流，大西洋的湾流与巴西流以及印度洋的莫桑比克流。
他们都是南北半球主要反气旋式环流的一部分，也是南北赤道流的延续。因此与近岸海水相比，具有赤道流的高温、高盐、高水色和透明度大等特征。 3、西风漂流：
与南北半球盛行西风带相对应的是自西向东的强盛的西风飘流，即北太平洋流、北大西洋流和南半球的南极绕极流。他们分别也是南北半球反气旋式大环流的组成部分。
其界限是：向极一侧以极地冰区为界；向赤道一侧到副热带辐聚区为止。 期共同特点是：在西风漂流区存在着明显的温度经线方向梯度，这一梯度明显的区域称为大洋极锋。极风两侧水文和气候状况有明显差异。 4、东边界流：
大洋的东边界流有：太平洋的加利福尼亚流、秘鲁流；大西洋的加那利流、本格拉流；印度洋的西澳流。
因为他们从高纬流向低纬，因此都是寒流，同时都处在大洋东边界，故称东边界流。
与西边界流相比，其特点为：流幅宽广、流速小、影响深度浅、寒流、水色低、透明度小、干旱少雨。
上升流是东边界流海区的一个重要海洋水文特征。这是由于信风几乎常年沿岸吹，而且风速分布不均，即近岸小、海面上大，从而造成海水离岸运动所致。（上升流去往往是良好渔场。） 5、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。
南极海区环流：一支自东向西绕南极大陆边缘的小环流，称为东风环流。 极地海区的共同特点：几乎终年或大多数时间由冰覆盖，结冰与融冰过程导致全年水温、盐度较低，形成低温低盐的表层水。 6、副热带辐聚区的特点：
在南北半球反气旋式大环流的中间海域，流向不定，因季节变化而分别受西风漂流与赤道流的影响，一般流速甚小。由于它在反气旋大环流中心，表层海水辐聚下沉，称为副热带辐聚区。他把大洋表层沿度最大、溶解氧含量较高的温暖表层水带到表层一下，形成次表层水。
该区内的天气干燥而晴朗，风力微弱，海面比较平静。由于海水辐聚下沉，悬浮物质少，因此具有大洋中最高的水色和最大的透明度，也是世界大洋中生产力最低的海区，故有“海洋沙漠”之称。
大洋表层以下的环流
1、大洋表层以下的环流以经线方向为主，其分布的深度主要取决于海水的密度，因此以热盐效应为主导作用。
2、大洋表层以下与大洋主温跃层以上的海水称为次表层水（与表层水一起称为暖水区），是由副热带海域（两半球反气旋式大洋环流中间）的表层水下沉形成。
3、冷水区的环流：指大洋主温跃层以下与极风向极一侧水域内的环流，包括：中层水、深层水、底层水。 世界大洋水团
世界大洋中存在着五个基本水层，即大洋暖水区的表层水、次表层水；大洋冷水区中的中层水、深层水和底层水。