[科普中国]-风生海流

概述

风生海流即“风海流”，是由风作用于海面而产生的切应力所引起的较长时间的海水流动。风吹过海面时，风对海面的摩擦力以及风对海浪迎风面施加的压力，迫使海水向前移动。表面海水一旦开始流动，地转偏向力和摩擦力马上发生作用。表面海水在风力、地转偏向力和下层海水的摩擦力以及风对海浪迎风面施加的压力，迫使海水向前移动，便形成风海流。表面海水在风力、地转偏向力和下层海水的摩擦力取得平衡时，海流处于稳定状态，以相等的速度向前流动，此时的海流就是风海流。分布在中、低纬度海区，形成以副热带为中心的大洋环流。受地转偏向力的影响，这种大洋环流在北半球呈顺时针方向流动，在南半球呈逆时针方向流动.对全球热量平衡的影响。促进高、低纬度之间热量的输送与交换，影响气候的形成与分布。1

形成原因早于1902年南森研究了在北冰洋调查所得的风和冰的漂流资料后，发现冰的漂流与风向不一致，一般偏向风方向右方20°～40°，他认为这是由于受地转的影响所致。

埃克曼1905年首创漂流理论，他研究了由定常风力和风向所引起的、无限深海的漂流。假定海水的密度到处都是均匀的，且海水不可压缩，引起水团运动的力便只有摩擦力。在地球偏向力的影响下，深海中表面海流的方向，在北半球恒偏离风向右方45°，在南半球恒偏离风向左方45°。随着深度的增加，偏离风向的角度越来越大，而流速则随之减小。到一定深度处，漂流的方向竟与表面海流方向正好相反，其流速仅为表面流速的约二十三分之一。这个深度，海洋学上称为摩擦深度。因此，可以认为，漂流只是摩擦深度(通常约500m)范围内的近表层流动。在此深度以下的海流流速小，可以忽略不计。各大洋上的南、北赤道流就是偏东信风引起的风海流。

现已证明，海表面风生海流的速度与风应力成比例。在北半球表面风生海流偏向风方向右方45°；在南半球偏向风方向左方45°。同时，它随深度的增大，偏角也加大，流速则随之减小，当至某一深处时，其流向与表面流向相反，此深度叫“摩擦深度”。在这个深度处，风生海流的速度只有表面流速的4%左右，风生海流从深海大洋运行至浅海近岸时，可产生增水和减水现象，不仅改变了海水的密度分布，同时也改变了海水的压力分布，从而又导致海水产生新的运动。因此，风生海流的研究具有很重要意义。2

风生海流举例信风带里的北、南赤道暖流。西风带里的西风漂流，在北半球被陆地分开分别叫北大西洋暖流和北太平洋暖流，在南半球则环绕南极洲一圈，连接三大洋（印度洋、太平洋、大西洋），南半球西风漂流是寒流。北印度洋季风洋流（冬季东北风吹逆时针流动，夏季西南风吹顺时针流动）

风生海流的一般模式由于稳定的风系作用，大洋表面海水便能产生与此相应的流动。

在北半球，绕副热带高压中心而流动的，为一顺时针方向的环流，绕副极地低压(中纬低压)流动的，为一逆时针方向的环流。在南半球，与副热带高压区相应的环流为逆时针方向。副极地低压与极地高压基本上呈带状，那里的海流与纬圈平行，因此，与北半球相对应的那个气旋式(顺时针方向)环流便不存在。

大洋表面环流模式图使我们对大洋表面环流有一个基本轮廓的认识。但是，由于海、陆的不均匀分布，风场相对赤道的不对称性，以及地形的影响等，使实际海流比上述理想模式复杂得多，而且各大洋的情况也不尽相同。3