若等压面的倾斜是由于海水密度在水平方向分布的不均匀所引起，这种海流叫密度流。

　　为深入了解海水密度分布（即海水质量场）与海水压力分布（即海水的压力场）之间的关系，可选取一矩形海盆，假定海水的密度在水平方向的分布是均匀的，即ρA=ρB，若无外界因素影响，则等压面必然与水平面重合，压强梯度力（D）与重力（g）平衡，流体继续保持静止状态。若海盆一侧由于太阳辐射较强，而增温时，这一侧的海水就会膨胀，密度减小，即ρA＜ρB，因此，右侧等压面升高，海面（等压面）A0B0变为A0B0′，等压面相对水平面发生倾斜，从而在水平面上产生水平压强梯度力D2，这一力的大小，取决于等压面倾斜的程度，若等压面倾角不变，则水平压强梯度力的大小就不会改变。在这一恒力作用下，海水获得加速度，一旦海水开始流动，地转偏向力就会发生作用。实际上海流就是在D2和地转偏向力f的合力作用下加速流动。最后水平压强梯度力与地转偏向力取得平衡，海水便沿着等压面与水平面的交线作稳定流动，这时的海流就是密度流。

　　密度流的产生有两种：一种是由于海水受热、冷却、蒸发、降水的分布不均匀，使海水的密度分布不均匀而产生流动，此种密度流又被称为热盐环流；另一种是由于不均匀的风作用于海面，一方面产生风海流，另一方面产生垂直环流，进而导致海水密度重新分布，这样也能形成密度流。

　　海水的密度与温度、盐度关系密切。温度高则密度小，温度低则密度大；盐度高则密度大，盐度低则密度小。在密度小的地方，海面升高；在密度大的地方，海面降低，使原来海平面叠加上一层厚度不等的水层，海平面产生了倾斜，导致海水运动。

　　3.补偿流由于某种原因使海水从一个海区流出，而使另一部分海水流入进行补充，海水的这种运动，叫做补偿流。

　　补偿流可分两种：一种是水平补偿流；另一种是垂直补偿流（即升降流）

　　综上所述，产生洋流的主要原因是风力和密度差。实际洋流总是由几种原因综合作用的结果。

　　二、大洋环流系统

　　（一）世界大洋表层环流系统

　　大气与海洋之间处于相互作用、相互影响、相互制约之中，大气在海洋上获得能量而产生运动，大气运动又驱动着海水，这样多次的动量、能量和物质交换，就制约着大气环流和大洋环流。海面上的气压场和大气环流决定着大洋表层环流系统。

　　1.大洋表层环流模式 大洋表层环流与盛行风系相适应，所形成的格局具有以下特点：

　　1）以南北回归高压带为中心形成反气旋型大洋环流；

　　2）以北半球中高纬海上低压区为中心形成气旋型大洋环流；

　　3）南半球中高纬海区没有气旋型大洋环流，而被西风漂流所代替；

　　4）在南极大陆形成绕极环流；

　　5）北印度洋形成季风环流区。

　　2.世界大洋表层反气旋型大洋环流 反气旋型大洋环流，分布在南北纬50°之间，并在赤道两侧成非对称出现。

　　在东南信风和东北信风的西向风应力作用下，形成了南、北赤道洋流（又称信风漂流）。其基本特点：从东向西流动，横贯大洋，宽度约2000公里，厚度约200米，表面流速为20—50厘米/秒，靠近赤道一侧达50—100厘米/秒，个别海区可达160—200厘米/秒；由于赤道偏北，所以信风漂流也偏北（但印度洋除外），因此赤道洋流并不与赤道对称。它对南北半球水量交换起着重要作用，特别是大西洋，南大西洋的水可穿过赤道达北纬10°以北，并与北大西洋水相混合。

　　赤道洋流遇大陆后，一部分海水由于信风切应力南北向分速分布不均和补偿作用而折回，便形成了逆赤道流和赤道潜流。逆赤道流与赤道无风带位置相一致，其基本特征是：从西向东流动，一般流速为40—60厘米/秒，最大流速可达150厘米/秒，为高温低盐海水。赤道潜流位于赤道海面以下，流动于南纬2°到北纬2°之间，轴心位于赤道海面下100米处，轴心最大流速约100—500厘米/秒。在赤道洋流和赤道潜流海区，表层水以下都存在着温度和盐度的跃层。这两支洋流都是暖流性质。
　　本文标题：第四节 洋流(4)
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