第五講海洋環(huán)流

1、第五講海洋環(huán)流、概述1.1海流:大規(guī)模相對穩(wěn)定的海水的流動。（洋流）1.2海洋環(huán)流：大洋環(huán)流，海區(qū)的環(huán)流1.3海流的成因1.3.1外部的原因：風(fēng)生海流1.3.2內(nèi)部的原因 內(nèi)部壓力場：海水密度分布不均勻；增減水 海水連續(xù)性：補償流1.4海流的分類和命名1. 4.1依受力及成因分：風(fēng)海流、傾斜流；熱鹽 環(huán)流142依溫度特征分：暖流、寒流143依區(qū)域特征分：陸架流、赤道流、西邊界144依所在層次分：表層流、潛流、中層流、深層流1.4.5注意：流向指流去的方向，與風(fēng)有區(qū)別 研究意義：國防、航運、漁業(yè)、氣候p .p比11.1 t* «IT”1»-八7& 星i If f-，產(chǎn)

2、f - .- W I -號d r f.-V ,r-F'汁.i =ir I fc. W I !:Ki - '?盧r ”*1 彳 a=T' 4-* I 扁* “W 蕨1十-；.,40F fq =_p 一一Lr訓(xùn)心昭趣i S fif u丹10 dn»iM NLifThitLi * "； fl 1.5歐拉方法和拉格朗日方法:1.5.1拉格朗日方法：跟蹤水質(zhì)點，研究其時間變化。可用漂流瓶、中性浮子、浮標、示蹤劑等追蹤流跡。1.5.2歐拉方法：描述或測量空間點處流的情況。依各點處流速的大小方向，描述流場。、描述海流運動的有關(guān)方程簡介2.1運動方程2.1.1單位質(zhì)

3、量海水的運動方程:ma=F2.1.2重力和重力位勢重力：單位質(zhì)量物體所受的重力，與重力加速度量值 相等。g與地理緯度©，水深z有關(guān)。在海面z=0，赤道與極地,g = 0.052m/s2g 二（9.SQ616-25928X 0 cck2+6.9x0 cos'紉一衆(zhòng)眾6龍 10 2）nVs一般取g = 9.80m/s2 ，視為常量。 重力位勢：海平面：靜態(tài)海洋，海面處處與重力垂直。 水平面：處處與重力垂直的面?？梢杂卸鄠€。重力位勢：從一個水平面逆重力方向移動單 位質(zhì)量物到某一高度所做的功，即 等勢面：位勢相等的面。靜態(tài)海面（海平面） 也是一個等勢面；不同深度的水平面，各是一個等

4、勢面。 位勢差的量度位勢米、位勢高度、位勢 深度A. 位勢米（gpm ）:不同等勢面之間的位勢差d (g pm)=gdz/9.8I 2 l/(gpm)= Iz1 z2 l/(m),位勢差可用深度差表示。B. 位勢高度：由下等勢面向上計算的位勢差。C. 位勢深度：由上等勢面向下計算的位勢差。D.注意:嚴格說：因g =9.8，故Id 2 1工1 - z2 I; 但實用時，©為同處，z1與z2差別不會超萬米， 故近似相等。動力米、動力高度、動力深度是傳統(tǒng)動力海 洋學(xué)中的術(shù)語。按SI應(yīng)廢止，應(yīng)相應(yīng)改為位勢米、 位勢高度、位勢深度。2.1.3壓強梯度力、海洋壓力場 等壓面：海洋中壓力處處相等的

5、面，如海面、 海壓為0 流體靜力學(xué)方程：在海面以下-z深度處的壓 力為寫成微分形式海洋靜止海水無運動時1）當(dāng)海水密度®為常數(shù)時，壓力P僅與水深 有關(guān)（g視為常數(shù)）2）當(dāng)海水密度僅是深度的函數(shù)時，壓力 P也 僅與深度有關(guān)上述1 ）、2）表明：海洋中等壓面必然是水平的 面，此即“正壓場” 壓強梯度力：正壓與斜壓水平方向上存在明顯差異時，或者由于外部的原因 使等壓面相對于等勢面發(fā)生傾斜時，等壓面與等勢 面斜交，這種壓力場稱為斜壓場。Q6幾一一 一r-IBAFlCl 祁腫忙W*£4trUce正壓場kSO(Ml hC Uli tMtt9止域iBAHOCLIFJacWN&ITi

6、lDKS御土場砂切rtowaw tin 3暑他妁1t$s輜1占on擁Ha葉 mure中閃艇的取呉護瓷 FM555S. P ffisag改名 而15宴警壓面；S 力W的 弧只與a 點之上的享在斜壓場中，壓強梯度力與重力方向不在一條直1 d?分解為X, y, z三個方向壓強梯度力水平分量將導(dǎo)致海水運動 內(nèi)壓場、外壓場、總壓場1）內(nèi)壓場：由海洋內(nèi)部密度差異形成的斜壓場。 其特點：上層斜壓性強；隨深度增加，斜壓性減弱至某一深度，等壓面與等勢面基本平行。2）外壓場：外因（風(fēng)、徑流、降水）引起海面 傾斜所產(chǎn)生的壓力場。3）總壓場：內(nèi)壓場與外壓場疊加在一起。海洋 實際多是如此。2.1.4地轉(zhuǎn)偏向力（科氏力）

7、 地球自轉(zhuǎn)及其效應(yīng)：不同緯度、轉(zhuǎn)動線速度不同赤道一464m/s ；30 °402m/s;60 °232m/s;90 °科氏力的三個分量：Om/s鉛i速度小 可忽略令/二2血in®（科氏參量）A= -/處W 通常也忽略，因為比占的量圾小得多NCflNabIII I I科氏力的基本性質(zhì) 只有當(dāng)物體相對于地球運動時才會產(chǎn)生。 在北半球，它垂直指向物體運動的右方；南 半球則向左。 科氏力只能改變物體的運動方向，而不能改 變物體運動的速率。 科氏力的量值與物體運動速度及地理緯度的正弦(sin 0)成比例。 分析海洋環(huán)流諸力，科氏力的量級與壓強梯 度力等相當(dāng)，雖然小

8、，須考慮。f -平面與b -平面f -平面：研究海區(qū)跨緯度少，f可視為常量平面：科氏力隨緯度的變化f隨緯度線性變化的平面，稱為B2.1.5切應(yīng)力定義：兩層流體相對運動，因粘滯使界面產(chǎn)生 切向作用力平面b-d/T = U dn單位體積海水所受切應(yīng)力的合力，在X方向上為ddu J =(/) cz Gz單位質(zhì)量海水的切應(yīng)力：取卩 為常量則1 du作用干立方惦上的切應(yīng)力湍流狀態(tài)、各方向速度有梯度：單位質(zhì)量海水所受應(yīng)力合力的三個分量丄&低譬）十斗的卻+衣?。?P oxSrcyazdz13cdv.a門gdcTy =云仗兀才）十式（"y 不丿十帀Mfi GKSroydz氐1 T 3 cdw

9、、a c5cdW""h瓦似訂+喬衆(zhòng)+丞短訥三個方向皆有速度梯度，三個方向的湍流粘滯系 數(shù)k不同，kx Hky Hkz丸，且均不為常量2.1.6引潮力等：留待“潮汐”一章再講2.1.7運動方程的綜合形式d tdu=+S1II fflLlp + 7x+ dtp dx-2® sin卩也+書卄dv _1dtp dydw1 dpcr二(-cos pQz g + Tz + dtp dz方程右端項太多，太復(fù)雜 求解方程不閉合2.1.8地轉(zhuǎn)流一一不考慮摩擦的定常流在水平壓強梯度力的作用下，海水將在受力的方 向上產(chǎn)生運動。與此同時科氏力便相應(yīng)起作用，不 斷地改變海水流動的方向，直至

10、水平壓強梯度力與 科氏力大小相等方向相反取得平衡時，海水的流動 便達到穩(wěn)定狀態(tài)。若不考慮海水的湍應(yīng)力和其它能 夠影響海水流動的因素，則這種水平壓強梯度力與 科氏力取得平衡時的定常流動，稱為地轉(zhuǎn)流。地轉(zhuǎn)流3.1地轉(zhuǎn)方程及其解3.1.1近似與假設(shè)：大洋中部，遠離海岸，不受陸界干擾。風(fēng)力很小，不予考慮。不考慮海水的湍應(yīng)力。T =0壓強梯度力作用：水平方向運動，與科氏力達到 平衡定常:設(shè)等壓面僅沿x軸傾斜、與等勢面有夾角B3.1.2運動方程2co sin (pUv1 pp 3 X1 " c - n.ZG? Sin(pli pJ_©L+ cos ©皿-g p 2上述運動方程

11、的適用條件:不考慮海水湍應(yīng)力：Tx Tv = Tz = Q定常流動:d/ dZdp海面傾斜，設(shè)沿X軸:比g和壓力項小得多，可略于是:0 一丄空+沏sinm P dx0 = 一訛 = 00二-丄魯-ga 8z3.1.3求解：由第一式得dp 1 dp¥ =dx pf dx結(jié)合第三式得3.1.4討論 地轉(zhuǎn)流的流向上述情況中，地轉(zhuǎn)流向沿y軸方向，且在等壓面 與等勢面的交線上流動。在北半球垂直于壓強梯度 力指向右方，當(dāng)觀測者順流而立時，右側(cè)等壓面咼， 左側(cè)低。即等壓面自左下方向右上方傾斜。在整個海洋中由內(nèi)壓場與外壓場導(dǎo)致的地轉(zhuǎn)流 卻具有其特定的分布形式。密度流：由內(nèi)壓場導(dǎo)致之地轉(zhuǎn)流，一般隨深度

12、的 增加流速逐步減小，直到等壓面與等勢面平行的深 度上流速為零；其流向也不盡相同，有時稱其為密 度流。傾斜流：由外壓場導(dǎo)致的地轉(zhuǎn)流，自表層至海底 （除海底摩擦層外），流速流向相同，有時稱其為 傾斜流。然而在實際海洋中，地轉(zhuǎn)流往往是在總壓場作用 下引起的。 地轉(zhuǎn)流場與溫度場、鹽度場之間的關(guān)系海水密度，特別在大洋上層，其水平分布主要由 溫鹽決定，因此等密面的傾斜方向通常與等溫面和 等鹽面的傾斜方向相同，從而與等壓面的傾斜方向 相反。實際工作中常?？梢愿鶕?jù)等溫面（線）或等 鹽面（線）的傾斜方向定性地推知地轉(zhuǎn)流的方向。3.2地轉(zhuǎn)流的動力計算32.1地轉(zhuǎn)流的動力計算動力計算方法：基于地轉(zhuǎn)平衡關(guān)系計算 地

13、轉(zhuǎn)流的方法。 計算公式：略 參考（零）面的選?。郝?22衛(wèi)星遙感反演:四、風(fēng)海流-考慮摩擦的定常運動4.1厄克曼無限深海漂流理論4.1.1基本假定:水深無限、海面廣闊：不考慮底摩擦、邊界。海水密度均勻：P為常數(shù)。穩(wěn)定風(fēng)長時間作用于北半球海面 海面（等壓面）是水平的：正壓 不考慮科氏力隨緯度的變化：f -平面近似 只考慮鉛直向湍流導(dǎo)致的水平切應(yīng)力，且kz為常量。由上述假定可知排除了地轉(zhuǎn)流的水平壓強梯度力，排除了海洋陸 地邊界的影響，僅是由風(fēng)應(yīng)力通過海面，借助于水 平湍切應(yīng)力向深層傳遞動量而引起的海水的運動， 在運動過程中同時受到科氏力的作用，當(dāng)湍切應(yīng)力 與科氏力取得平衡時，處于穩(wěn)定狀態(tài)的海流。簡

14、言之：僅考慮風(fēng)應(yīng)力與科氏力取得平衡時海水 流動的穩(wěn)定狀態(tài)。4.2運動方程、邊界條件及解4.2.1運動方程簡化為（厄克曼方程）422邊界條件海面：風(fēng)只沿y軸吹dv=k -ydz海底無限深U :=V 二04.2.3解的討論風(fēng)沿y方向吹，不單是y方向有流。x方向 也有分量。流速：速率值 VOexp （az），隨深度z的增大 而指數(shù)地減小 流向：輻角（45 °az ），隨深度z而變化 在海面：z =0 :1）速率為V0 ; 2）流向偏于風(fēng)向之右45 °深度增大時，當(dāng)z = - n/a時1）速率:町 exp（az）二exp（兀）二（X43P只有海面速率的4.3 %2） 流向：（45

15、°az ） =（45 ° n）=-135與表面流向相反=f摩擦深度有經(jīng)驗關(guān)系W為風(fēng)速厄克曼螺旋線：厄克曼漂流流速的矢量端點在空間所構(gòu)成的垂向螺旋形曲線。摩擦深度D-7rJk/心sinp (亦)=l/尹Xp (-K)=0.04314依SI定義厄克曼深度為4.2淺海風(fēng)海流一 _流速矢量越趨近于風(fēng)矢量方向421水深越淺，422水深h為摩擦深度之半時，已相似于無限 深海。423理論計算表明，當(dāng) h/D >2 時，可視為無 限深海。- raKo oDuaz =JO忑 Q 伍71 2fty?sin0一co$ 二 vdz = 0Jowind stressCoriolis lorce

16、average ninlion lit the EkETiii lyver4.4上升流與下降流上升流是指海水從深層向上涌升。F降流是指海水自層下沉的鉛直向流動。實際的海洋是有界的，且風(fēng)場也并非均勻與穩(wěn) 定。因此，風(fēng)海流的體積運輸必然導(dǎo)致海水在某些 海域或岸邊發(fā)生輻散或輻聚。由于連續(xù)性，又必然 引起海水在這些區(qū)域產(chǎn)生上升或下沉運動，繼而改 變了海洋的密度場和壓力場的結(jié)構(gòu)，從而派生出其它的流動。有人把上述現(xiàn)象稱為風(fēng)海流的副效應(yīng)。風(fēng)海流副效應(yīng):升流與下降流由風(fēng)海流副效應(yīng)引起的輻散與輻聚現(xiàn)象k-rc)詢r*3_4 CbrPr：護苫斗 仙11 KWTSjuncp工LiWgEhFin 1/ in-Od.

17、.ryjteQ和八舉亞Emtft,001*1>L 2a與岸平行的風(fēng)形成的上升流與下降流V pj晉h lEori# *s*i；Ffl c'Cl:餛WI護 n：r：b-仇I 弋 q仗右 F： J-* gLy.p£' ikjp e LJinaii Lu”巧i:(xilr由于南北半球科氏力反向，跨赤道的信風(fēng)也將弓起上升流" 1一J諾:= = = -二圧 5£"（=叫：打dr “/G£ 廠咼if Zip hr =書氣口 h合hji 壬一三三二 .k 燼"-呼*0" faPudi' X X,、 '

18、11 用上如山*>Zd/iois ii'M丄匹刃已盯一 nr三叩TW口 心川口 II frrmtt 注>1<ILI hl) =«展輸運fl；宀 / -北半球不均勻風(fēng)場中表層輻散輻聚與氣旋式風(fēng) 場中的上升流全球上升流分布圖35e*n6M -14-T -20 A 4- t (0 If 14 T| 'I*20風(fēng)海流引起的一種近岸流系模型壓邂樓蘆力一種近岸涼系模型4. 5慣性流當(dāng)驅(qū)動風(fēng)海流的風(fēng)停息或者風(fēng)海流流出該風(fēng)區(qū)之后，原由定常風(fēng)所維持的漂流便成了依慣性而自 由的流，其質(zhì)點的加速度與科氏力及湍流摩擦力達 成平衡。若不考慮摩擦力，則運動方程為容易導(dǎo)出兀-叼十

19、（y-兀,顯見對固定地點（xo , yo ），流速矢量端點的軌跡是一個 圓，即水質(zhì)點沿半徑為r的圓周勻速運動。該圓稱為慣性圓，相應(yīng)的流稱為慣性流。速率半徑r = I/f = %/2曲115P五、世界大洋環(huán)流和水團分布5.1世界大洋環(huán)流風(fēng)生環(huán)流:世界大洋上層環(huán)流的總特征可以用風(fēng) 生環(huán)流理論加以解釋。熱鹽環(huán)流：由溫、鹽變化引起的環(huán)流常被稱為熱鹽 環(huán)流，相對而言，它在大洋中、下層占主導(dǎo)地位。5.1.1風(fēng)生大洋環(huán)流1948年，斯托梅爾（H.Stommel ）就根據(jù)海面上風(fēng)應(yīng)力并考慮到鉛直湍流摩擦力及科氏力等的平 衡關(guān)系進行了研究?？剖蠀⒘侩S緯度的變化是引起洋流西向強化的 主要原因5.1.2熱鹽環(huán)流由風(fēng)

20、驅(qū)動形成的風(fēng)生環(huán)流，主要表現(xiàn)在大洋的上 層。中下層占主導(dǎo)地位。由溫、鹽變化引起的環(huán)流常被稱為熱鹽環(huán)流，相 對而言，它在大洋熱鹽環(huán)流相對風(fēng)生環(huán)流而言其流動是緩慢的，但 它是形成大洋的中下層溫、鹽分布特征及海洋層化 結(jié)構(gòu)的主要原因?？梢哉f它具有全球大洋的空間尺 度。根據(jù)等密面上的溫鹽結(jié)構(gòu)分析，可以確定由熱鹽作用引起 的海水運動情況。由于大洋深處海水的溫 鹽等特性取決于其源地的特性及其在運動過程中與 周圍海水混合的情況，因此可以追蹤其源地的主要 特性的分布與趨向，借以推斷環(huán)流的運動與分布情 況。這種方法稱為核心層分析法。地中海溢流、南極中層水的追蹤根據(jù)海水性質(zhì)的分析，世界大洋深處的海水主要 是由表層

21、海水下沉而形成的，其主要源地是北大西 洋的格陵蘭海、挪威海和南極大陸邊緣的威徳爾海、 羅斯海等。以往人們曾認為由熱鹽作用所形成的大 洋深處環(huán)流的速度是很小的（每天幾毫米），但近 年來觀測表明，并非所有深層環(huán)流速度都很緩慢。5.1.3世界大洋環(huán)流分布世界大洋上層主要水平環(huán)流世界大洋上層環(huán)流的總特征可以用風(fēng)生環(huán)流理論加以解釋1 ）太平洋與大西洋的環(huán)流型有相似之處：在南 北半球都存在一個與副熱帶高壓對應(yīng)的巨大反氣旋 式大環(huán)流（北半球為順時針方向，南半球為逆時針 方向）；在它們之間為赤道逆流；兩大洋北半球的西邊界流（在大西洋稱為灣流， 在太平洋稱為黑潮）都非常強大，而南半球的西邊 界流（巴西海流與東澳

22、海流）則較弱；北太平洋與北大西洋沿洋盆西側(cè)都有來自北方 的寒流；在主渦旋北部有一小型氣旋式環(huán)流。各大洋環(huán)流型的差別是由它們的幾何形狀不同 造成的。2）印度洋南部的環(huán)流型，在總的特征上與南太 平洋和南大西洋的環(huán)流型相似，而北部則為季風(fēng)型 環(huán)流，冬夏兩半年環(huán)流方向相反。3）在南半球的高緯海區(qū)，與西風(fēng)帶相對應(yīng)為一 支強大的自西向東繞極流。4 ）另外在靠近南極大陸沿岸尚存在一支自東向 西的繞極風(fēng)生流.世界大洋上層主要流系1 ）赤道流系與兩半球信風(fēng)帶對應(yīng)的分別為西向的南赤道流 與北赤道流，亦稱信風(fēng)流。在南北信風(fēng)流之間與赤道無風(fēng)帶相對應(yīng)是一支 向東運動的赤道逆流，流幅約 300500km。在南赤道流區(qū)赤道

23、下方的溫躍層內(nèi)， 有一支與赤 道流方向相反自西向東的流動，稱為赤道潛流。在 太平洋的潛流曾稱為克倫威爾流，在大西洋的曾稱 為羅蒙諾索夫流。赤道流是一支咼溫、咼鹽、咼水色及透明度大為 特征的流系。r-=-_k 1I _ik：g ZT一 41 -亠，I = 吱 r, ,H亡曲U二 氐紜>1 鼻電 H- k ki' i： f i r-rf,二h 1,'FJFI E “ *r 工* h*.'I J i 丄«r；'=、1； h 十7rnJ-M 憶一.” jT.iLt MF 1 |A! I -Bl、>/ 't hf rlxF HL NF 畔ji

24、&i rt 11 知rCacr 匚也 4>iuin- 4nd UinhH K I r .J LI p2）上層西邊界流層西邊界流是指大洋西側(cè)沿大陸坡從低緯向高緯的流，包括太平洋的黑潮與東澳流，大西洋的灣流與巴西流以及印度洋的莫桑比克流等。灣流:在海面上的寬度為100-150km ，兩側(cè)水位差可達1.4m,表層最大流速可達2.5m/s，最大流速偏于流軸左方，沿途流量不斷增大，影響深度可達海底；灣流兩側(cè)有自北向南的逆流存在。彎曲現(xiàn)象:洄流與主流分離，在南側(cè)形成氣旋式冷渦，在北側(cè)則形成反氣旋式暖渦.A'.1- I - K««A I H * I札血'k-

25、1 I灣流的彎曲及冷、暖核心流環(huán)ATaa500L寧譏t10t900Th沁，I -忻 nFHII 11情粧的垮宦挖衿喊損心險科（tt Rbhm卅y"呻 屛.1®科*艸即iAf LN：薛Slffc的即度（=ncfrnP務(wù)新逋btf的i卷赴*fh ） Kfr面 b4：ll+iiUriP：|pr，玄加甘莎黑潮:斯維爾徳魯普把從臺灣南端開始到日本太平洋 沿岸35 °N附近的這一段流動稱為黑潮，從35 °N向 東到160 °E附近的流動稱為黑潮續(xù)流；160 °E以東 為北太平洋流。三者合稱黑潮流系。黑潮與灣流相似，也是一支斜壓性很強的海流， 同樣

26、處在準地轉(zhuǎn)平衡中。強流帶寬約（75-90）km， 兩側(cè)水位相差1m左右。影響深度達1000m以下，兩側(cè)也有逆流存在，在日本南部流速最大可達(1.5-2.0 ) m/s 。東海黑潮斷面溫鹽分布（1987年6月）（“東方紅”號調(diào)查）3835100700<005W水pFPMfl-埜 A76SM-3130*37W,2TI on斷fi詰樁arN :nr Ifl-V3札». 3>y：* 3S,«Z7 ss12*"12?" larEn汕20J)It17leIfHI loo- c/m140*160*+5*4D*N 30*13O*E135'ISO*X5

27、5*過»:3）西風(fēng)漂流與南北半球盛行西風(fēng)帶相對應(yīng)的是自西向東的 強盛的西風(fēng)漂流，即北太平洋流、北大西洋流和南 半球的南極繞極流。其界限是：向極一側(cè)以極地冰區(qū)為界，向赤道一側(cè) 到副熱帶輻聚區(qū)為止。其共同特點是：在西風(fēng)漂流區(qū)內(nèi)存在著明顯的溫 度經(jīng)向梯度，這一梯度明顯的區(qū)域稱為大洋極鋒。南極繞極流：由于南極周圍海域連成一片，南半 球的西風(fēng)漂流環(huán)繞整個南極大陸（應(yīng)當(dāng)指出南極繞 極流是一支自表至底自西向東的強大流動，其上部 是漂流，而下部的流動為地轉(zhuǎn)流）。南極鋒位于其中，在大西洋與印度洋平均位置為50 °S,在太平洋位于60 °S。由于風(fēng)場分布不均勻， 造成了來自南極海區(qū)的

28、低溫、低鹽、高溶解氧的表 層海水在極鋒的向極一側(cè)輻聚下沉，此處稱為南極 輻聚帶。北半球的極鋒輻聚不甚明顯，只在太平洋西北部 的黑潮與親潮的交匯區(qū)以及大西洋西北部的灣流與 拉布拉多海流的交匯區(qū)存在著比較強烈的輻聚下沉 現(xiàn)象，一般稱為西北輻聚區(qū)。4 ）東邊界流大洋的東邊界流有太平洋的加利福尼亞流、秘魯 流，大西洋的加那利流、本格拉流以及印度洋的西 澳流。由于它們從高緯流向低緯，因此都是寒流， 同時都處在大洋東邊界，故稱東邊界流。水色低，透明度小5 ）極地環(huán)流南極海區(qū)環(huán)流在南極大陸邊緣一個很狹窄的范圍內(nèi)，由于極地 東風(fēng)的作用，形成了一支自東向西繞南極大陸邊緣 的小環(huán)流，稱為東風(fēng)環(huán)流它與南極繞極環(huán)流之

29、間， 由于動力作用形成南極輻散帶。與南極大陸之間形成海水沿陸架的輻聚下沉，此即南極大陸輻聚。這 也是南極陸架區(qū)表層海水下沉的動力學(xué)原因。6）副熱帶輻聚區(qū)的特點在南北半球反氣旋式大環(huán)流的中間海域，流向不 定，因季節(jié)變化而分別受西風(fēng)漂流與赤道流的影響， 一般流速甚小。由于它在反氣旋式大環(huán)流中心，表層海水輻聚下 沉，稱為副熱帶輻聚區(qū)。它把大洋表層鹽度最大、溶 解氧含量較高的溫暖表層水帶到表層以下，形成次 表層水。具有世界大洋中最高的水色和最大透明度 世界大洋上層的鉛直向環(huán)流在赤道上，西向的南赤道流，在赤道兩側(cè)分別向 南與向北輻散，導(dǎo)致海水上升；在南赤道流與赤道 逆流之間（3。-4°N ），

30、由于海水輻聚而導(dǎo)致下沉； 在赤道逆流 與北赤道流之間（10 °N ）又形成了海 水的輻散上升。由于連續(xù)性的原因，上述上升或下沉的海水在- 定的深度上便形成了經(jīng)向的次級小環(huán)流。它們分布 在25 °N-20 °S之間，所處深度較淺，僅變動于（50100）m之間。作用:使得赤道海區(qū)表層的熱量和淡水盈余向高 緯方向輸送，部分調(diào)節(jié)了熱鹽的分布狀況.Q200400«00or/v2crPFA *大H*««Psue吒亍取s« PF粧大肖樺咿方A的水痛內(nèi)的殲魂站構(gòu)CM Xeirkh 日 I9S0）5.2世界大洋水團5.2.1水型和水系水型：斯維爾徳魯普（1942 ）首次定義水型：指 溫鹽度均勻，在溫-鹽圖解上僅用一個單點表