第五讲海洋环流
第五讲-海洋环流基础知识
37
北纬25度的流速？
u 1 p ρ f = 2 z ρ z y
38
东经150度的流速？
v 1 p ρ = 2 f z ρ z x
39
热成风——大洋中的Beta螺旋
40
第六节 泰勒-普劳德曼定理
涡度方程中如果运动达到定常状态，同时外 力作用可以忽略（大尺度运动），斜压项为0 （正压流体）： 忽略相对涡度：
2. 涡度方程
对运动方程求旋度，得到涡度方程
dω a dω ρ × p F = = ω a u ω a u + +× 2 dt dt ρ ρ
涡度的变化 内部作用 斜压作用
外力作用
涡度方程表明：涡度的变化由内因、斜压作 涡度的变化由内因、 涡度的变化由内因 用和外因共同决定， 用和外因共同决定，绝对涡度的变化和相对 涡度的变化一样。 涡度的变化一样。
33
简化形式的热成风关系
u 1 p ρ f = 2 热成风关系构建了垂 z ρ z y 直流速的变化和水平 垂直流 水平密 密度（温度）变化之 速剪切 度梯度 间的关系，是大洋中 v 1 p ρ 非常重要的流速和密 f = 2 度（温度）的关系式 z ρ z x
34
热成风关系应用
p ρ p0 f0 z y u 1 p ρ f = 2 f0 z ρ z y
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涡度变化原因1——内部作用
内部作用表达式： ω a u ωωa ui + vj + wk ωa k + + z x y z r u r v r u v = i ωa + j ωa k + z z x y
流体柱的垂直流速 流体柱的辐合辐 剪切导致涡度变化 散导致涡度变化
第五章 海洋环流
三、海流的分类：
总体上，海流一般为三种： 由海水密度不同而产生的海水运动为梯度流。 在海风作用下，由风的"拉力"作用而使海水产生 运动为风海流； 由于长波运动产生的海流，包括潮汐、内波、 假潮、海啸Surface and Deep Oceans
二、海流的认识与研究
对洋流的认识始于19世纪末叶： 最初采用漂流瓶。 1885年，摩洛哥的阿尔贝特
亲王投放2000个漂流瓶至大西洋，绘制了大西洋表层 洋流图。
目前研究洋流使用海流计和人造卫星。但漂流瓶仍在 使用中。
美国的伍兹霍尔海洋研究所每年向海洋投放数以万 计的漂流瓶，每年能回收10%。
中国玩具“鸭子舰队”漂流15年抵英国
陆地上排放到海洋中的污染物质，可以被洋流扩散到别的 海域，虽使污染范围扩大，但也能加快污染物净化的速度。
洋流对地理环境的影响
摩尔曼斯克港
符拉迪沃斯托克港
俄罗斯境内有两个世界著名的港口：一是北冰洋流
沿岸的摩尔曼斯克港，位于北极圈以内（约68°N）却 终年不冻；而在其太平洋沿岸的符拉迪沃斯托克港，位
1995年早些时候--1.9万只玩具完成了1万多公里的太平洋副 热带环流抵达印度尼西亚、澳大利亚、南美洲和夏威夷 等地海域。科学家分析，这些玩具的漂流速度比洋流中 水流速度快了近50%。
1995年至2000年年间--部分玩具脱离洋极环流，开始向北 漂流，而其他的部分继续飘向极地。
2000年--部分玩具进入北大西洋海域，开始向南漂流。之后， 少部分抵达美国东北部海岸。
第五章 海洋环流 ocean circulation
What is Physical Oceanography?
Phenomena – Ocean current systems (occurrence, direction, velocity, transport volume, temporal variations).
《大洋环流》课件
大洋环流的形成原因
1 热力驱动原因
区域温度的差异引起水的 密度变化，产生大气对大 洋水体的加热或冷却，从 而引发大洋环流。
2 风力驱动原因
地球表面地形和气压变化 改变了风的方向和速度， 形成了一些区域性的、周 期性或暂时性的洋流。
3 密度驱动原因
溶质、温度、盐度等因素 经过调节造成水的密度变 化，导致大洋环流形成。
大洋环流
在地球几乎70%的表面上，有着广阔的海洋，大洋环流是其中的一个重要组成 部分。人类利用大洋环流进行了丰富的海洋文化建设、物资经济管理、海洋 环保投入等海洋科技研究和大气环流研究。
《大洋环流》PPT课件
大洋环流是地球上重要的水循环系统之一，通过气候、风、地球自转等多种 因素的作用，影响着我们所生活的世界。
地球大洋环流分类
表面大洋环流
由气候、地球自转和风力作用形成，负责在热带和 亚热带的海域之间循环。
深层大洋环流
海水深度达到3000米以下的地球内部环流，与表面 大气和海洋运动形成独立循环系统。
大洋环流的观测和研究方法
浮标观测技术
通过浮标的轨迹及其温、盐度数据来研究探险对象的运动特征，航海器和浮标之间能够时刻 保持联络。
卫星遥感技术
利用卫星遥感技术获取目标海域的海水表面温度、盐度等多种信息，研究对象的运动规律， 并结合气象数据分析气候变化。
计算机模拟方法
通过计算机建立复杂的海洋环流模型，进行数值模拟和预测，可模拟和探索各种气候、天气 及海洋相关的科学问题。
大洋环流对气候的影响
1
大气环流的形成和变化
2
大气环流与大洋环流密切相关，大洋环
流与海洋转运和气候变化有关。
3
全球热量输送
大洋环流作为水-气交换的重要载体，将 能量有效输送到全球各地，制约着气候 变化的趋势。
海洋科学导论 第五章：海洋环流(新)
温盐环流 （大洋深层环流）
“深海环流”，是一个依靠海水的温度和含盐密度驱动的全球 洋流循环系统。这个系统的运作现况是，以风力驱动的海面水 流（如墨西哥湾暖流等）将赤道的暖流带往北大西洋，暖流在 高纬度处被冷却后下沉到海底，而这部分原本温暖的赤道海水 也变成了又冷又咸的北大西洋深层海水，这些高密度的水接着 流入洋盆南下前往其他的暖洋位加热循环沿南大西洋、南极洲 流进印度洋，最终又回到赤道，完成所谓的“环流”。，一次 温盐循环耗时大约1600年，在这个过程中洋流运输的不单是能 量（温度 / 热能），当中还包括地球固态及气体资源等，不过 温盐环流最受人类关注的是其全球恒温的功能。温盐环流推测 主要是由于北大西洋及南冰洋之间的盐分及温差对流而触发的 。
船长下令：“收网！” 船员们拼命地往上拉渔网。可是，越拉，大家越害怕：从来都
是撒开的渔网，今天却被卷成长长的一缕，仿佛有一只巨手扯着渔 网，要把渔船拖向可怕的深渊。
“弃网！”船长胆怯地下令。 船员们操起斧头，三、两下就把渔网砍断了。然而，这一切都
无济于事，渔船仿佛被粘性无穷的胶水粘住了，一点也动弹不了 。
第五章：海洋环流
§ 5.1 大洋环流概述
5.1.2 海水所受的作用力 引起海水的运动的力：重力、压强梯度力、风应力、引潮力等；
海水运动派生的力：科氏力（地转偏向力）、摩擦力等。 1、重力、重力位势 重力：
G = （ 9.80616–0.025928cos2φ+0.00069cos22φ–0.000003086z）m / s2
北极航运的现状
1951年，美国年轻的海洋学者克伦威尔和他的同事，在太平洋的赤道海域进行鲔鱼生 活习性及环境条件的考察研究。考察的方式并不复杂，就是把玻璃浮子串在一起，布 放在16～20千米长的海面上，每个玻璃浮子下面，挂上铅锤和若干鱼钩。白天放下 去，晚上收回来。按照一般的常识，既然海流是向西流动的，布下的钓鱼工具自然应 当向西漂才对。然而令人不解的事情发生了，克伦威尔布放的沉到海面下的钓具一反 常规，竟一个个向海流的反方向漂着。细心的克伦威尔以为自己没有放好钓具，收起 来后，又重新布放，结果还是一样的。漂浮在海面的小船受海流影响，向西漂着，而 沉入海中的钓具却向东漂去。这是怎么回事呢？经过大量的资料对比，他断定，在赤 道海域的表层海流之下，存在着一支像湾流那样巨大而稳定的逆向海流。这就是赤 道潜流。经过各国海洋学家的艰苦努力，最终查明，赤道潜流在三大洋中都存在。它 的表现形式是，沿赤道方向由西向东流动，横越三大洋。其范围是北纬2°到南纬2° 之间的海域内，形成一支与赤道对称的狭窄海流。它的垂直厚度在200～300米，全年 流速稳定。 课下：/v_19rrofcrv0.html
中国近海区域海洋学：第五章 中国近海的水团和环流
1.2 沿岸水系
黄海
辽南-西朝鲜湾沿岸水：鸭绿江、大洋河、大同 江，冬季偏东岸，夏季偏西岸 江华湾沿岸水：汉江，冬季可南下，夏季堆积 在江华湾 苏北沿岸水：灌溉总渠，冬季贴岸南下，夏季 指向东北，南部被长江冲淡水顶托。水深浅潮 流强，深厚体系
1.2 沿岸水系
东海
长江冲淡水：长江、钱塘江，夏季转向 沪浙闽沿岸水：瓯江、闽江，冬季与长江冲淡 水混合 广东沿岸水：珠江，夏季被上升流截成两部分
水团的扩展可以反映流系 水团还可以指示生物分布，对渔业有指导意义
1.1 概论
中国海主要水团 沿岸水系：径流与海水混合，低盐为主要特征，地理 位置命名
混合水系：二者混合变性产生
外海水系：黑潮水，东海黑潮，菲律宾海入侵，琉球 岛链入侵
T-S点聚图
1.1 概论
夏季代表性水团的TS图
渤黄东海TS图特征
2.3 外海流系
Sverdrup把从台湾南端开始到日本太平洋沿岸 35°N附近的这一段流动称为黑潮，从35°N向东 到160°E附近的流动称为黑潮续流；160°E以东 为北太平洋流。三者合称黑潮流系
2.3 外海流系
黑潮流轴
苏澳-与那国岛之间水道进 入东海
100-1000m等深线大陆坡 NE向
厚度800-1000m
2.1 环流
南海环流
2.1 环流
Dale(1956) 船舶漂流
南海环流
2.1 环流
Wyrtki(1961)
南海中尺度涡
2.1 环流
23.0等密面上的深度分布 1994.08-09，反气旋，150km
南海中尺度涡
2.1 环流
南海环流
风生环流，冬夏季反向 西向强化 中尺度涡
2.1 环流
海洋环流复习
z
z
U 0
0
y
u 0
0
y
z
u 0 z
H
z
L
U 0
H u 0 z
y
u g
为什么流速强？
z f y
46
第六节 泰勒-普劳德曼定理
• 涡度方程中如果运动达到定常状态，同时外力作用可以
忽略（大尺度运动），斜压项为0（正压流体）：
•
忽略相对涡dd度t0a ： a
u
a
u
p 2
F
f
u
加纳利上升流系统
普遍存在
V U
安哥拉海流
印度洋的季风与环流
南赤道流都有 印度洋不会到达赤道以北 赤道上有夏季西南季风流 冬季东北赤道 流 太、西在赤道以北 冬季赤道逆流只有 一条 西边界夏季索马里海流
南部的环流型，在总的特征上与南太平洋和南大西洋 的环流型相似，而北部则为季风型环流，冬夏两半年 环流方向相反。
阿古拉斯海流
• 位于30°S以南，世界上最强的海流之一，季节变 化较小
• 平均流速1.6 m/s，最大可达2.5 m/s • 流量31°S约为70 Sv，向南逐渐增加，35°S达到
95～135 Sv • 存在上升流，与风应力无关，而与等温线倾斜程
度有关
非洲南岸存在着
强大的西向阿古
拉斯海流，根据
热成风关系南半
(
du
2
u)
p
F
dt
科氏力总是和
离心力包含在
运动方向垂直
有势力里面
旋转坐标系下的运动方程和非旋转坐标系下的方程
相比，多了惯性力项，特别是科氏力的出现，使得 旋转坐标系下的运动更具特点
海洋环流的定义
海洋环流是研究风引起的海流和密度分布不均匀所产生的密度流、大洋环流中流旋的生成和分布、大洋环流西向强化、海流的弯曲和变异、近赤道地区的流系结构、南极绕极流，大洋热盐环流，深海环流和与主跃层的关系，海水的辐散和辐合运动与升降流及朗缪尔环流等的关系，中尺度涡及其能量转换，冰漂流等特殊的流动现象，海洋对风应力等的反应，以及近岸海区的环流等等；海域间的海流活动受太阳辐射、海水热力学、大气环流、海冰动力、地球旋转以及海洋深度等因素影响。
海洋环流可分为相互影响和作用的水平流和垂直流。
海水有独特的物理特征，对海洋洋流产生重要影响，水是高热容量物质，因此海洋对温度的突然变化不敏感，海洋也由此能够吸纳、存储和传输大量的太阳热能。
从海洋表面到2米深的海水吸纳的热量几乎等于整个大气层吸纳的热能总量。
海流的定向流动使之有助于在大范围内控制气候模式和季节变化。
例如，从热带大西洋流向美国东部的墨西哥城流(Gulf Stream)，可将大约30～140斯维尔德鲁普(Sv=1×104m 3/s)的海水输送到较高纬度的北大西洋，其携带的热能(约等于1 000个发电站生产的能量)也随之输送到位于北大西洋的欧洲，墨西哥暖流和盛行的西风对创造欧洲大陆温暖的环境条件具有重要作用，墨西哥暖流还对幼体生物的分布、海洋生物洄游产生重要影响，也是百慕大群岛生息着珊瑚礁的主要原因。
在南半球，南极绕极流是能量最强的洋流，其平均流量达到1305v.海水富含数亿年来大陆径流携带人海的溶解矿物质，其含量可用千分之一(ppT)盐度定量。
海水的平均盐度为35ppt。
海水密度取决于海水盐度和温度，盐度越高或水温越低，海水密度越高。
海水密度指标是影响海水是否沉降的主要指标。
因此，海水温度和盐度是影响全球海流垂直流动的重要因素，由温度和盐度引起的海水垂直补偿流又称热盐流。
热盐流受控于海洋表面的温热高盐海水和底部冷流回流的控制。
通常，太阳的大部分辐射能只能照耀在赤道附近到中纬度的区域(20°S-20°N)，然后受海洋季风和地球转动的共同影响才能向极地方向输送表面温热的海水。
海洋科学导论 第五章讲解
天体引潮力
二、海流的分类
按成因分： 1、风海流（wind-driven current）：
由风的拖曳效应,或由风引起的海面倾斜和 海水密度重新分布而形成的海流。
2、密度流(density current)： 因海水密度分布不均匀性形成的海水流动。 3、地转流(geostrophic current)： 由于气压的分布，或因径流和风等引起的增减水， 使海面发生倾斜产生的海水流动，
沿岸流 离岸流
三、海流的表示法： 矢量表示法 流速：海流的强度 单位：节或cm/s表示 流向：海水流去的方向，
以度或方位表示
箭矢方向——海流的方向， 箭矢长度或粗细（或标值）——流速。
红线——暖流，蓝线——寒流
第二节、密度流与地转流 一、等压面和等势面 1、等压面：
海洋中压力相等的点组成的假想的面。
∴ gtgβ=2ωvsinф
地转流的速率 v g tg 2sin
y x
-z
北半球 顺流而立，右方高
南半球相反
四、地形对海流的影响 隆起地形： 北半球 上坡，向右偏转（顺时针） 下坡，向左偏转（逆时针）
南半球方向相反
第三节、风海流 一、风海流的受力分析
1、风的切应力 2、地转偏向力 3、下层海水阻力
30.7
流速的大小，与等值线倾斜的程度成正比
T
22.5℃ 22.6℃ 22.7℃ 22.8℃ 22.9℃ 23.0℃
S
33.2 33.3 33.4 33.5 33.6 33.7 33.8
三、地转流 海水密度均匀，等压面(海面)---等势面倾斜β角
Fz
Fx
βfcg来自∵Fx=gtgβ
fc=2ωvsinф
第五节、大洋环流
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、概述海流:大规模相对稳定的海水的流动。
（洋流）海洋环流：大洋环流，海区的环流 海流的成因1.3.1外部的原因：风生海流1.3.2内部的原因① 内部压力场：海水密度分布不均匀；增减水 ② 海水连续性：补偿流海流的分类和命名1.依受力及成因分：风海流、倾斜流；热盐环 流 依温度特征分：暖流、寒流依区域特征分：陆架流、赤道流、西边界深层流欧拉方法和拉格朗日方法:142 143 144依所在层次分：表层流、潜流、中层流、1.4.5注意：流向指流去的方向，与风有区别 气候 研究意义：国防、航运、渔业、1.5.1拉格朗日方法：跟踪水质点，研究其时间变化。
可用漂流瓶、踪流迹。
中性浮子、浮标、示踪剂等追1.5.2欧拉方法：描述或测量空间点处流的情况。
依各点处流速的大小方向，描述流场。
二、描述海流运动的有关方程简介运动方程2.1.1单位质量海水的运动方程：ma=F2.1.2重力和重力位势①重力:单位质量物体所受的重力，与重力加速度量值相等。
g与地理纬度©，水深z有关。
在海面z=0,赤道与极地,△ g = 0.052m/s2在© =45°处，海面与深万米处，△ g=0.031m/s2一般取g = 9.80m/s2 ，视为常量。
②重力位势：⑴ 海平面：静态海洋，海面处处与重力垂直。
⑵ 水平面：处处与重力垂直的面。
可以有多个。
⑶重力位势：从一个水平面逆重力方向移动单 位质量物到某一高度所做的功，即⑷等势面：位势相等的面。
静态海面（海平面） 也是一个等势面；不同深度的水平面，各是一个等 势面。
⑸ 位势差的量度——位势米、位势高度、位势 深度A. 位势米（gpm :不同等势面之间的位势差d ①(gpm )=gdz/I ① 1 —① 2 I /(gpm)= I z1 — z2 I /(m), 位势差 可用深度差表示。
B. 位势高度：由下等势面向上计算的位势差。
C. 位势深度：由上等势面向下计算的位势差。
D.注意:严格说：因g =,故丨①1—①2 1工1 z1 - z2 I; 但实用时，©为同处，z1与z2差别不会超万米 故近似相等。
⑹动力米、动力高度、动力深度是传统动力海 洋学中的术语。
按SI 应废止，应相应改为位势米、 位势高度、位势深度。
2.1.3压强梯度力、海洋压力场① 等压面：海洋中压力处处相等的面，如海面、 海压为0Z.K,②流体静力学方程：在海面以下-z深度处的压力为写成微分形式海洋静止海水无运动时1）当海水密度为常数时，压力P仅与水深有关（g视为常数）2）当海水密度仅是深度的函数时，压力P也仅与深度有关上述1）、2）表明：海洋中等压面必然是水平的面，此即“正压场”③压强梯度力：正压与斜压当海水密度不为常数，特别在水平方向上存在明显差异时，或者由于外部的原因,使等压面相对于等势面发生倾斜时，等压面与等势面斜交，这种压力场称为斜压场。
在斜压场中，压强梯度力与重力方向不在一条直线上，分解为X，y，z三个方向上：压强梯度力水平分量将导致海水运动④内压场、外压场、总压场1）内压场：由海洋内部密度差异形成的斜压场。
其特点：上层斜压性强；随深度增加，斜压性减弱至某一深度，等压面与等势面基本平行。
2）外压场：外因（风、径流、降水）引起海面倾斜所产生的压力场。
3）总压场：内压场与外压场叠加在一起。
海洋实际多是如此。
2.1.4地转偏向力（科氏力）①地球自转及其效应：不同纬度、转动线速度不同赤道一464m/s ；30°402m/s;90°Om/s60°232m/s;②科氏力的三个分量:③ 科氏力的基本性质⑴ 只有当物体相对于地球运动时才会产生。
⑵ 在北半球，它垂直指向物体运动的右方；南 半球则向左。
⑶ 科氏力只能改变物体的运动方向，而不能改 变物体运动的速率。
⑷ 科氏力的量值与物体运动速度及地理纬度的 正弦(sin © )成比例。
⑸分析海洋环流诸力，科氏力的量级与压强梯 度力等相当，虽然小，须考虑。
④f - 平面与b -平面面：科氏力随纬度的变化f 随纬度线性变化的平面，称为B - 2.1.5切应力① 定义：两层流体相对运动，因粘滞使界面产生 切向作用力② 单位体积海水所受切应力的合力，在 X 方向 为 ③ 单位质量海水的切应力：取卩为常量则⑴f - 平面：研究海区跨纬度少,f 可视为常⑵b- 平面④湍流状态、各方向速度有梯度：单位质量海水所受应力合力的三个分量三个方向皆有速度梯度，三个方向的湍流粘滞系数k不同，kx工ky工kz工c,且均不为常量2.1.6引潮力等：留待“潮汐”一章再讲2.1.7运动方程的综合形式2.1.8地转流一一不考虑摩擦的定常流在水平压强梯度力的作用下，海水将在受力的方向上产生运动。
与此同时科氏力便相应起作用，不断地改变海水流动的方向，直至水平压强梯度力与科氏力大小相等方向相反取得平衡时，海水的流动便达到稳定状态。
若不考虑海水的湍应力和其它能够影响海水流动的因素，则这种水平压强梯度力与科氏力取得平衡时的定常流动，称为地转流。
地转流地转方程及其解3.1.1近似与假设:大洋中部，远离海岸，不受陆界干扰。
风力很小，不予考虑。
不考虑海水的湍应力。
T =0压强梯度力作用：水平方向运动，与科氏力达到平衡定常：设等压面仅沿x轴倾斜、与等势面有夹角 B3.1.2运动方程述运动方程的适用条件:不考虑海水湍应力:定常流动：海面倾斜，设沿x轴：比g和压力项小得多，可略去于是：3.1.3求解：由第一式得结合第三式得3.1.4讨论①地转流的流向上述情况中，地转流向沿y轴方向，且在等压面与等势面的交线上流动。
在北半球垂直于压强梯度力指向右方，当观测者顺流而立时，右侧等压面咼，左侧低。
即等压面自左下方向右上方倾斜。
在整个海洋中由内压场与外压场导致的地转流却具有其特定的分布形式。
密度流：由内压场导致之地转流，一般随深度的增加流速逐步减小，直到等压面与等势面平行的深度上流速为零；其流向也不尽相同，有时称其为密度流。
倾斜流：由外压场导致的地转流，自表层至海底（除海底摩擦层外），流速流向相同，有时称其为倾斜流。
然而在实际海洋中，地转流往往是在总压场作用F引起的。
③地转流场与温度场、盐度场之间的关系海水密度，特别在大洋上层，其水平分布主要由温盐决定，因此等密面的倾斜方向通常与等温面和等盐面的倾斜方向相同，从而与等压面的倾斜方向相反。
实际工作中常常可以根据等温面（线）或等盐面（线）的倾斜方向定性地推知地转流的方向。
地转流的动力计算3 .地转流的动力计算动力［计算］方法：基于地转平衡关系计算地转流的方法。
①计算公式：略②参考（零）面的选取：略322卫星遥感反演：四、风海流-考虑摩擦的定常运动厄克曼无限深海漂流理论4.1.1基本假定:①水深无限、海面广阔：不考虑底摩擦、边界。
②海水密度均匀：P为常数。
③稳定风长时间作用于北半球海面④海面（等压面）是水平的：正压⑤不考虑科氏力随纬度的变化：f -平面近似⑥只考虑铅直向湍流导致的水平切应力，且kz为常量。
由上述假定可知排除了地转流的水平压强梯度力，排除了海洋陆地边界的影响，仅是由风应力通过海面，借助于水平湍切应力向深层传递动量而引起的海水的运动，在运动过程中同时受到科氏力的作用，当湍切应力与科氏力取得平衡时，处于稳定状态的海流。
简言之：仅考虑风应力与科氏力取得平衡时海水流动的稳定状态。
运动方程、边界条件及解421运动方程简化为(厄克曼方程)422边界条件①海面：风只沿y轴吹②海底无限深423解的讨论①风沿y方向吹，不单是y方向有流。
x方向也有分量。
②流速：速率值VOexp (az)，随深度z的增大而指数地减小422③ 流向：辐角（45°+az ），随深度z 而变化④ 在海面：z =0 :1）速率为V0 ； 2）流向偏于风向之右45°⑤ 深度增大时，当z = - n /a 时1）速率：只有海面速率的％2） 流向：（45°+az ） = （45° - n ）= -135° 恰与表面流向相反⑥摩擦深度有经验关系W 为风速⑦ 厄克曼螺旋线：厄克曼漂流流速的矢量端点在 空间所构成的垂向螺旋形曲线。
摩擦深度依SI 定义厄克曼深度为浅海风海流水深越浅，流速矢量越趋近于风矢量方向 水深h 为摩擦深度之半时，已相似于无限深海。
限深海。
421 4.2.3 理论计算表明，当h/D >2时，可视为无浅海风海流的基本特征风海流体积运输升流是指海水从深层向上涌升。
下降流是指海水自层下沉的铅直向流动。
实际的海洋是有界的，且风场也并非均匀与稳定。
因此，风海流的体积运输必然导致海水在某些海域或岸边发生辐散或辐聚。
由于连续性，又必然引起海水在这些区域产生上升或下沉运动，继而改变了海洋的密度场和压力场的结构，从而派生出其它的流动。
有人把上述现象称为风海流的副效应。
风海流副效应：上升流与下降流由风海流副效应引起的辐散与辐聚现象与岸平行的风形成的上升流与下降流由于南北半球科氏力反向，跨赤道的信风也将弓起上升流北半球不均匀风场中表层辐散辐聚与气旋式风场中的上升流风海流引起的一种近岸流系模型4. 5惯性流当驱动风海流的风停息或者风海流流出该风区之后，原由定常风所维持的漂流便成了依惯性而自由的流，其质点的加速度与科氏力及湍流摩擦力达成平衡。
若不考虑摩擦力，则运动方程为容易导出,显见对固定地点（X0 , yo ），流速矢量端点的轨迹是一个圆，即水质点沿半径为r的圆周匀速运动。
该圆称为惯性圆，相应的流称为惯性流。
速率半径五、世界大洋环流和水团分布世界大洋环流风生环流：世界大洋上层环流的总特征可以用风生环流理论加以解释。
热盐环流：由温、盐变化引起的环流常被称为热盐环流，相对而言，它在大洋中、下层占主导地位。
5.1.1风生大洋环流1948年，斯托梅尔（）就根据海面上风应力并考虑到铅直湍流摩擦力及科氏力等的平衡关系进行了研究。
科氏参量随纬度的变化是引起洋流西向强化的主要原因5.1.2热盐环流由风驱动形成的风生环流，主要表现在大洋的上层。
由温、盐变化引起的环流常被称为热盐环流，相对而言，它在大洋中下层占主导地位。
热盐环流相对风生环流而言其流动是缓慢的，但它是形成大洋的中下层温、盐分布特征及海洋层化结构的主要原因。
可以说它具有全球大洋的空间尺度。
根据等密面上的温盐结构分析，可以确定由热盐作用引起的海水运动情况。
由于大洋深处海水的温盐等特性取决于其源地的特性及其在运动过程中与周围海水混合的情况，因此可以追踪其源地的主要特性的分布与趋向，借以推断环流的运动与分布情况。
这种方法称为核心层分析法。
地中海溢流、南极中层水的追踪根据海水性质的分析，世界大洋深处的海水主要是由表层海水下沉而形成的，其主要源地是北大西洋的格陵兰海、挪威海和南极大陆边缘的威徳尔海、罗斯海等。