|
大洋中深度小于二三百米的表層為風(fēng)漂流層，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出現(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)，造成海水密度在大范圍海面分布不均勻，可使極地和高緯度某些海域表層生成高密度的海水，而下沉到深層和底層。在水平壓強(qiáng)梯度力的作用下，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。其中，位于低緯度和中緯度處的北赤道流和南赤道流，在大洋的西邊界處受海岸的阻擋，其主流便分別轉(zhuǎn)而向北和向南流動，由于科里奧利參量隨緯度的變化(β-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�，有一半是大洋西邊界西向�?qiáng)化流傳輸?shù)摹＿M(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，使流速增大；但在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，由于沒有大陸海岸阻擋，形成了一支環(huán)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，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，而出現(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，出現(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，形成了疊加在大洋氣候式平均環(huán)流場之上的各種天氣式渦旋，使大洋環(huán)流更加復(fù)雜。
上一頁 [1] [2] [3] 下一頁 |
