洋流的作用~

热心网友：洋流又称海流 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。前者表现为作用于海面的风应力，后者表现为海水中的水平压强梯度力。加上地转偏向力的作用，便造成海水既有水平流动，又有铅直流动。由于海岸和海底的阻挡和摩擦作用，海流在近海岸和接近海底处的表现，和在开阔海洋上有很大的差别。大洋中深度小于二三百米的表层为风漂流层，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出现水平压强梯度力，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，造成海水密度在大范围海面分布不均匀，可使极地和高纬度某些海域表层生成高密度的海水，而下沉到深层和底层。在水平压强梯度力的作用下，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。其中，位于低纬度和中纬度处的北赤道流和南赤道流，在大洋的西边界处受海岸的阻挡，其主流便分别转而向北和向南流动，由于科里奥利参量随纬度的变化(β-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，使流速增大；但在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，由于没有大陆海岸阻挡，形成了一支环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，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，而出现上升流和下降流；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，出现海流弯曲(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，形成了叠加在大洋气候式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，便形成颇为复杂的大陆架环流、浅内海环流、海峡海流等浅海海流。海流按其水温低于或高于所流经的海域的水温，可分为寒流和暖流两种，前者来自水温低处，后者来自水温高处。表层海流的水平流速从几厘米/秒到300厘米/秒，深处的水平流速则在10厘米/秒以下。铅直流速很小，从几厘米/天到几十厘米/时。海流以流去的方向作为流向，恰和风向的定义相反。海流对海洋中多种物理过程、化学过程、生物过程和地质过程，以及海洋上空的气候和天气的形成及变化，都有影响和制约的作用，故了解和掌握海流的规律、大尺度海-气相互作用和长时期的气候变化，对渔业、航运、排污和军事等都有重要意义。世界主要洋流(一) 太平洋 洋流名称 地 理 位 置 出现频率 （％） 流速 （公里/小时）北赤道暖流 大体沿北纬10°流动 25-75 0.9-2.8 台湾暖流（日本暖流，即黑潮） 沿台湾省东岸、日本群岛南岸及东岸流动 25-75以上 0.9-2.8 北太平洋暖流 平行于北纬40°流动 25-75 0.9-1.9 阿拉斯加暖流 沿阿拉斯加湾岸流动 夏季25-50，冬季25-75 0.9-1.9 堪察加寒流（亲潮） 沿堪察加半岛东岸流动 25-75 ≤0.9 千岛寒流（亲潮） 沿千岛群岛东岸流动 25-75 ≤0.9 滨海寒流 沿苏联远东区滨海边区南部沿岸流动 夏季25-50，冬季25-75 ≤0.9 加利福尼亚寒流 沿北美洲西岸流动 ≤25 ≤0.9 赤道逆流（反赤道流，系暖流） 大体平等于北纬5°-8°流动 冬季25-75夏季25-75以上 0.9-2.8以上 棉兰老暖流 沿菲律宾棉兰老岛东岸流动 25-75 0.9-2.8以上 南赤道暖流 沿赤道南侧流动 25-75以上 0.9-2.8 东澳大利亚暖流 沿澳大利亚东岸流动 25-75 0.9-1.9 西风漂流（寒流） 平行于南纬45°-50°流动 25-50 0.9-1.9 合恩角寒流 沿火地岛西南岸流动 25-75 0.9-1.9 秘鲁寒流（洪堡德洋流） 沿南美洲西岸流动 25-75 ≤0.9 埃尔.尼纽暖流 南美洲秘鲁西北岸附近 —— 约1 (二) 大西洋洋流名称 地 理 位 置 出现频率 （％） 流速（公里/小时） 北赤道暖流 平行于北纬15°-20°流动 25-75以上 0.9-1.9 圭亚那暖流 沿南美洲东北岸流动 25-75以上 0.9-2.8 加勒比海暖流 沿安的列斯群岛往南 25-75以上 0.9-2.8以上 佛罗里达暖流 佛罗里达半岛东南海域 ≥75 ≥2.8 安的列斯暖流 沿安的列斯群岛往北 25-75以上 0.9-1.9 墨西哥湾暖流 (简称湾流) 沿北美洲东南岸往北到西经40°附近 25-75以上 0.9-2.8以上 北大西洋暖流 从西经40°附件往北到不列颠群岛北岸 25-75 0.9-1.9 伊尔敏格尔暖流 冰岛以南海域 25-75 <0.9 西格陵兰暖流 沿格陵兰岛西南岸流动 25-75 0.9-1.9 拉布拉多寒流 沿加拿大拉布拉多半岛东北岸流动 25-75 0.9-1.9 加那利寒流 沿非洲西北岸流动 25-75 0.9-1.9 赤道逆流（暖流） 沿平行于北纬5-10°流动 25-75 0.9-2.8 几内亚暖流 沿非洲几内亚湾岸流动 25-75以上 0.9-2.8以上 南赤道暖流 沿赤道南侧流动 25-75以上 0.9-2.8 巴西暖流 沿南美大陆东南岸流动 25-75 0.9-1.9 合恩角寒流 沿南美洲南端流动 25-75 ≤0.9 马尔维纳斯(福克兰)寒流 由马尔维纳斯（福克兰）群岛往北 25-75 0.9（冬季达1.9） 西风漂流（寒流） 平行于南纬42-48°流动 25-75 0.9-1.9 本格拉寒流 沿南部非洲西岸流动 25-75 0.9-1.9 厄加勒斯暖流 沿非洲大陆以南海域流动 25-75 0.9-2.8 (三) 印度洋 洋流名称 地 理 位 置 出现频率 （％） 流速（公里/小时） 季风暖流 印度洋北部赤道以北海域 25-75以上 0.9-2.8 赤道逆流（暖流） 沿平等于南纬5°流动 25-75 0.9-1.9 南赤道逆流 沿平行于南纬10°-15°流动 25-75以上 0.9-2.8 索马里暖流 沿索马里半岛沿岸流动 50-75以上 夏季0.9-2.8 冬季0.9-1.9 莫桑比克暖流 沿莫桑比克海峡的大陆沿岸流动 25-75以上 冬季0.9-2.8 夏季0.9-1.9 马达加斯加暖流 沿马达加斯加岛东岸流动 25-75以上 0.9-1.9 厄加勒斯暖流 沿非洲大陆东南岸流动 25-75以上 0.9-2.8以上 西风漂流（寒流） 位于南纬40°-50°间 25-75 0.9-1.9 西澳大利亚寒流 沿澳大利亚西岸流动 25-75 ≤0.9 (四) 北冰洋 洋流名称 地 理 位 置 出现频率 （％） 流速（公里/小时） 挪威暖流 沿挪威西岸流动 25-75 0.9-1.9 北角暖流 沿挪威北岸流动 ≤25 0.9-1.9 斯匹次卑尔根暖流 沿斯匹次卑尔根群岛西南、西岸流动 25-75 0.9-1.9 北冰洋寒流 沿北冰洋北极地区大陆架流动 25-75 0.9-1.9 东格陵兰寒流 沿格陵兰岛东岸流动 25-75 0.9-1.9 东冰岛寒流 沿冰岛东北岸流动 25-50 0.9-1.9

热心网友：洋流又称海流，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。海水沿着一定的方向有规律的水平流动。洋流可以分为暖流和寒流。若洋流的水温比到达海区的水温高，则称为暖流；若洋流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洋流为暖流，由高纬度流向低纬度的洋流为寒流。洋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，推动海水随风漂流，并且使上层海水带动下层海水流动，形成规模很大的洋流，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，这样形成的洋流称为密度流。 当某一海区的海水减少时，相邻海区的海水便来补充，这样形成的洋流称为补偿流。补偿流既可以水平流动，也可以垂直流动，垂直补偿流又可以分为上升流和下降流，如秘鲁寒流属于上升补偿流。 综上所述，产生洋流的主要原因是风力和海水密度差异。实际发生的洋流总是多种因素综合作用的结果。 大洋中深度小于二三百米的表层为风漂流层，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出现水平压强梯度力，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，造成海水密度在大范围海面分布不均匀，可使极地和高纬度某些海域表层生成高密度的海水，而下沉到深层和底层。在水平压强梯度力的作用下，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。其中，位于低纬度和中纬度处的北赤道流和南赤道流，在大洋的西边界处受海岸的阻挡，其主流便分别转而向北和向南流动，由于科里奥利参量随纬度的变化(β-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，使流速增大；但在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，由于没有大陆海岸阻挡，形成了一支环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，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，而出现上升流和下降流；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，出现海流弯曲(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，形成了叠加在大洋气候式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，便形成颇为复杂的大陆架环流、浅内海环流、海峡海流等浅海海流。 海流按其水温低于或高于所流经的海域的水温，可分为寒流和暖流两种，前者来自水温低处，后者来自水温高处。表层海流的水平流速从几厘米/秒到300厘米/秒，深处的水平流速则在10厘米/秒以下。铅直流速很小，从几厘米/天到几十厘米/时。海流以流去的方向作为流向，恰和风向的定义相反。 海流对海洋中多种物理过程、化学过程、生物过程和地质过程，以及海洋上空的气候和天气的形成及变化，都有影响和制约的作用： 1.暖流对沿岸气候有增温增湿作用，寒流对对沿岸气候有降温减湿作用。 2.寒暖流交汇的海区，海水受到扰动，可以讲下层营养盐类带到表层，有利于鱼类大量繁殖，为鱼类提供诱饵；两种洋流还可以形成“水障”，阻碍鱼类活动， 使得鱼鱼群集中，易于形成大规模渔场，如纽芬兰渔场和日本北海道渔场；有些海区受离岸风影响，深层海水上涌把大量的营养物质带到表层，从而形成渔场，如秘鲁渔场。 3.海轮顺洋流航行可以节约燃料，加快速度。暖寒流相遇，往往形成海雾，对海上航行不利。此外，每洋流从北极地区携带冰山南下，给海上航运造成较大威胁。 4.洋流还可以把近海的污染物质携带到其他海域，有利于污染的扩散，加快净化速度。但是，其他海域也可能因此受到污染，是污染范围更大。 故了解和掌握海流的规律、大尺度海-气相互作用和长时期的气候变化，对渔业、航运、排污和军事等都有重要意义。