海流是怎样形成的

2024年3月18日发(作者：字甲骨文)

海流是怎样形成的？

中国海洋文化在线 2008-9-4 9:54:41

图1

海流形成的原因很多，但归纳起来不外乎两种。第一是海面上的风力驱动，形成风生海流。

由于海水运动中粘滞性对动量的消耗， 这种流动随深度的增大而减弱， 直至小到可以忽略，其所

海流形成的第二种原因是海 涉及的深度通常只为几百米， 相对于几千米深的大洋而言是一薄层。

水的温盐变化。因为海水密度的分布与变化直接受温度、

洋压力场的结构。实际海洋中的等压面往往是倾斜的，

方向上产生了一种引起海水流动的力，

地引起海水在铅直方向上的运动。

海流形成之后，由于海水的连续性， 在海水产生辐散或辐聚的地方，

为了讨论方便起见， 也可根据海水受力情况及其成因等，

如，由风引起的海流称为风海流或漂流，

盐度的支配，而密度的分布又决定了海

即等压面与等势面并不一致， 这就在水平

从而导致了海流的形成。 另外海面上的增密效应又可直接

将导致升、降流的形成。

从不同角度对海流分类和命名。 例

从受力情况分又有地 由温盐变化引起的称为热盐环流；

转流、惯性流等称谓；考虑发生的区域不同又有海流、陆架流、赤道流、东西边界流等。

描述海水运动的方法有两种： 一是拉格朗日方法， 一是欧拉方法。前者是跟踪水质点以描述

但近代用漂流瓶以及中性浮子等追踪流迹， 可近似 它的时空变化，这种方法实现起来比较困难，

地了解流的变化规律。

通常多用欧拉方法来测量和描述海流， 即在海洋中某些站点同时对海流进行观测， 依测量结

果，用矢量表示海流的速度大小和方向， 绘制流线图来描述流场中速度的分布。 如果流场不随时 间而变

化，那么流线也就代表了水质点的运动轨迹。

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

0°北），向东流动则为 90°向南 的方向。例如，海水以 0.10m/s的速度向北流去，则流向记为

流动为180°向西流动为 270°流向与风向的定义恰恰相反，风向指风吹来的方向。绘制海流 图时常用箭矢

符号，矢长度表示流速大小，箭头方向表示流向。

海洋中除了由引潮力引起的潮汐运动外， 海水沿一定途径的大规模流动。 引起海流运动的因

素可以是风，也可以是热盐效应造成的海水密度分布的不均匀性。

水平流动。海流可以分为暖流和寒流。

海水沿着一定的方向有规律的

若海流的水温比到达海区的水温高，则称为暖流；若海流

由高纬度流

推

的水温比到达海区的水温低， 则称为寒流。一般由低纬度流向高纬度的海流为暖流，

向低纬度的海流为寒流。海流还可以按成因分为风海流、密度流和补偿流。盛行风吹拂海面，

动海水随风漂流，并且使上层海水带动下层海水流动，形成规模很大的海流，叫做风海流。

世界大洋表层的海洋系统，按其成因来说，大多属于风海流。

不同海域海水温度和盐度的不同会使海水密度产生差异， 从而引起海水水位的差异，在海水

密度不同的两个海域之间便产生了海面的倾斜，造成海水的流动，这样形成的海流称为密度流。

当某一海区的海水减少时， 相邻海区的海水便来补充， 这样形成的海流称为补偿流。 补偿流

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既可以水平流动，也可以垂直流动，垂直补偿流又可以分为上升流和下降流，

升补偿流。

综上所述，产生海流的主要原因是风力和海水密度差异。

作用的结果。

大洋中深度小于二三百米的表层为风漂流层，

如秘鲁寒流属于上

实际发生的海流总是多种因素综合

行星风系作用在海面的风应力和水平湍流应力

的合力，与地转偏向力平衡后，便生成风漂流。行星风系风力的大小和方向，都随纬度变化，导 致海面海水

的辐合和辐散。 一方面，它使海水密度重新分布而岀现水平压强梯度力， 当它和地转

偏向力平衡时，在相当厚的水平层中形成水平方向的地转流； 另一方面，在赤道地区的风漂流层

底部，海水从次表层水中向上流动，或下降而流入次表层水中，形成了赤道地区的升降流。

大洋上的结冰、融冰、降水和蒸发等热盐效应，

使极地和高纬度某些海域表层生成高密度的海水，

造成海水密度在大范围海面分布不均匀，

而下沉到深层和底层。在水平压强梯度力的作

可

用下，作水平方向的流动，并可通过中层水底部向上再流到表层，这就是大洋的热盐环流。

大洋表层生成的风漂流，构成大洋表层的风生环流。

流和南赤道流，在大洋的西边界处受海岸的阻挡，

其中，位于低纬度和中纬度处的北赤道

由于科里 其主流便分别转而向北和向南流动，

奥利参量随纬度的变化 （

B

效应）和水平湍流摩擦力的作用，形成流辐变窄、流速加大的大洋西向 强化

流。每年由赤道地区传输到地球的高纬地带的热量中， 有一半是大洋西边界西向强化流传输

使流速增大；但在 的。进入大洋上层的热盐环流，在北半球由于和大洋西向强化流的方向相同，

南半球则因方向相反，流速减缓，故大洋环流西向强化现象不太显著。

大洋表层风生环流在南半球的中纬度和高纬度地带，

绕南极大陆连续流动的南极绕极流。

在大洋的东部和近岸海域，

由于没有大陆海岸阻挡，形成了一支环

当风力长期地、 几乎沿海岸平行地均匀吹刮时， 一方面生成风漂

流，发生海水的水平辐合和辐散， 而岀现上升流和下降流；另一方面因海水在近岸处积聚和流失

而造成海面倾斜，发生水平压强梯度力而产生沿岸流，就形成沿岸的升降流。

大洋西向强化流在北半球向北 （南半球向南）流动，而后折向东流，至某特定地区时，流动开

始不稳定，流轴在其平均位置附近便发生波状的弯曲，岀现海流弯曲 （或蛇行）现象，最后形成环

状流而脱离母体，生成了中央分别为来自大陆架的冷水的冷流环和来自海洋内部的暖水的暖流 环。这是一类

具有中等尺度的中尺度涡。此外，在大洋的其他部分，由于海流的不稳定，也能形 成其他种类的中尺度涡。

这些中尺度涡集中了海洋中很大一部分能量，

平均环流场之上的各种天气式涡旋，使大洋环流更加复杂。

在海洋的大陆架范围或浅海处， 由于海岸和海底摩擦显著， 加上潮流特别强等因素，便形成

形成了叠加在大洋气候式

颇为复杂的大陆架环流、浅内海环流、海峡海流等浅海海流。

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