海洋环流
海洋环流获奖课件
❖ 另外，在研究局部海区旳环流时，往往还需考虑与 其毗连旳海水旳侧向边界条件。
❖ 海水旳真实运动规律十分复杂，实际工作中，人们 往往采用多种近似或假定，对多种条件加以简化。
§5.3 地转流
❖ 一、地转方程及其解
❖ 二、地转流场与密度场、质量场之间旳 关系
二、地转流场与密度场、质量场 之间旳关系
❖ 实际海洋中旳地转流流速，一般是上层不小于下 层，不难从式(5—29)中看出，设v2=0，即β2=0， 则
❖ 因为ρ2＞ρ1，故上式永远为负值，即 tgβ1与 tgγ符号相反，阐明等压面与等密面相对x轴倾斜 方向相反。反之，当上层流速不不小于下层流速 时，则等压面与等密面旳倾斜方向相同。但这在 海洋中比较少见。
二、受力分析
❖ 以上仅讨论了一种很特殊情况下海水所受切应力合 力旳形式。若同步考虑海水在各方向旳速度梯度， 则单位质量海水所受应力合力旳三个分量体现式可 分别写为
二、受力分析
❖ 5、引潮力及其他 ❖ 引潮力是日、月等天体对地球旳引力以及它们之间
作相对运动时所产生旳其他旳力共同合成旳一种力。 它能引起海面旳升降与海水在水平方向上旳周期性 流动。 ❖ 另外，引起海水运动旳力还能够来自火山暴发和地 震等。
二、地转流场与密度场、质量场 之间旳关系
❖ 上述关系可用下述法则综合：当上层流速不小于下 层流速时，我们顺流而立，则在北半球密度小旳海 水在右侧，密度大旳海水在左侧，等压面自左向右 上倾斜。在南半球则相反。
❖ 实际工作中经常能够根据等温面(线)或等盐面(线) 旳倾斜方向定性地推知地转流旳方向。
三、地转流旳动力计算措施
比，赤道为０，越往极地越大。
二、受力分析
第五章海洋环流介绍
• 5.2.3 边界条件 • 研究海洋环流时，通常考虑以下几种边界， 一种是海岸与海底的固体边界，一种是与 大气之间的流体边界，它们构成与海水之 间的不连续面，因此，在运用运动方程和 连续方程讨论海水的运动时，在边界上应 附以边界条件。
• 例如在海岸与海底，由于它们的限制，海 水垂直于边界的运动速度必然为零，至多 只能存在与边界相切的速度。实际上，由 于海水与海底的摩擦作用，离边界越近的 海水运动速度应该越小，在边界上的运动 速度理论上也应当为零。这些规定边界上 海水运动速度所遵循的条件称为运动学边 界条件。在大气和海洋交界面（海面）处 的运动学边界条件为
5.4风海流
• 定义：风海流是指海面在稳 定风场长时间作用下，当垂 直湍流引起的水平摩擦力与 水平科氏力平衡时，所形成 的海水稳定流动。
• 5.4.1 . 埃克曼无限深海漂流理论 • 南森(F.Nansen)于1902年观测到北冰洋中 浮冰随海水运动的方向与风吹方向不一致， 他认为这是由于地转效应引起的。后来由 埃克曼(Ekman,1905)从理论上进行了论证， 提出了漂流理论，奠定了风生海流的理论 基础。
• 因为海水密度的分布与变化直接受 温、盐的支配，而密度的分布又决 定了海洋压力场的结构。实际海洋 中的等压面往往是倾斜的，即等压 面与等势面并不一致，这就在水平 方向上产生了一种引起海水流动的 力，从而导致了海流的形成。另外 海面上的增密效应又可直接地引起 海水在铅直方向上的运动。
• 为了讨论方便起见，也可根据海水 受力情况及其成因等，从不同角度 对海流分类和命名。例如，由风引 起的海流称为风海流或漂流，由温 盐变化引起的称为热盐环流；从受 力情况分又有地转流、惯性流等称 谓；考虑发生的区域不同又有洋流、 陆架流、赤道流、东西边界流等。
海洋环流
第五讲海洋环流一、概述1.1海流:大规模相对稳定的海水的流动。
（洋流）1.2海洋环流：大洋环流，海区的环流1.3海流的成因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1.4海流的分类和命名⒈4.1 依受力及成因分：风海流、倾斜流；热盐环流1.4.3 依区域特征分：陆架流、赤道流、西边界流，与风有区别研究意义:国防、航运、渔业、气候1.5欧拉方法和拉格朗日方法：，研究其时间变化。
可用漂流瓶、中性浮子、浮标、示踪剂等追踪流迹。
，描述流场。
二、描述海流运动的有关方程简介2.1 运动方程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φ，水深z 有关。
在海面z=0，赤道与极地,Δg = 0.052m/s2在φ=45°处，海面与深万米处，Δg=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dΦ(gpm)=gdz/9.8∣Φ1－Φ2∣/(gpm)= ∣z1－z2∣/(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 =9.8，故∣Φ1－Φ2∣≠∣z1－z2∣；但实用时，φ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。
① 等压面：海洋中压力处处相等的面，如海面、海压为0② 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即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。
第五章海洋环流
第五章：海洋环流1、海流：是指海水大规模相对稳定的流动，是海水重要的普遍运动形式之一。
海流一般是三维的，习惯上常把海流的水平运动分量狭义的称为海流，其铅直分量单独命名为上升流、下降流。
2、海洋环流：一般是指海域中的海流形成首尾相接的相对独立的环流系统或流旋。
一、海流的成因及表示方法（一）成因：海流的产生有两个最基本的原因：1、受海面上的风力驱动，形成风海流，也叫漂流；2、海水的温、盐变化，引起密度分布变化，形成热盐环流，也叫密度流。
（二）海流的分类：1、成因不同：风海流、热盐环流2、受力情况不同：地转流、惯性流3、发生的区域不同：洋流、陆地流、赤道流、东西边界流等（三）海流的表示方法1、拉格朗日方法2、欧拉方法（常用）海流流速单位：m/s流向（指海水流去的方向）以地理方位角表示：北0°；东90°；南180°；西270°。
流向与风向的定义恰恰相反，风向指风吹来的方向。
二、海流运动方程海水的各种运动都是在力的作用下产生的，其运动规律同其他物体的运动规律一样，遵循牛顿运动规律和质量守恒定律。
作用在海水上的力有多种，归纳起来分为两大类：1、引起海水运动的力：重力、压强梯度力、风应力、引潮力等；2、有海水运动后所派生出来的力：地转偏向力（科氏力）、摩擦力等。
（一）重力在海洋学中，把重力加速度是为常量，取为9.80 米每平方米。
对于静态的海洋，重力处处与海面垂直，此时海面称为海平面。
处处与重力垂直的面也称为水平面。
从一个水平面逆重力方向移动单位质量物体到某以高度所作的功叫做重力位势。
连接位势相等的面称为等势面。
静态海洋的表面是个等势面。
两个等势面之间的距离称为位势差。
（二）压强梯度力压强梯度力：单位质量海水所受静压力的合力。
他与等压面垂直，且指向压力减小的方向。
（公式）在静态海洋中，当海水密度为常熟或者只是深度的函数时，海洋中的压力的变化也只是深度的函数，此时海洋中的等压面必然是水平的，即与等势面平行，这种压力场称为正压场。
海洋环流对气候的影响
海洋环流对气候的影响海洋环流是地球上的重要自然现象，涉及大洋水体的水平和垂直流动。
这些流动不仅调节着海洋内部的热量分布，还对全球气候产生深远的影响。
随着人类活动的增加和气候变化的加剧，理解海洋环流与气候之间的联系显得尤为重要。
一、什么是海洋环流？海洋环流可以定义为海洋中水体的连续运动，这种运动可以分为两大类：表层环流和深层环流。
表层环流主要受到风、地球自转及地形的影响，而深层环流则受到水温和盐度差异的驱动，其特点是较慢且较难观测。
1.1 表层环流表层环流通常发生在海洋的最顶部，受风力和地球自转（科里奥利效应）的影响。
例如，赤道附近的贸易风会推动海水向西方流动，从而形成赤道暖流。
这样的热流进一步影响其他区域的气候。
1.2 深层环流深层环流（又称热盐环流）主要受到水的密度差异驱动，即温度和盐度造成的密度变化。
这种密度差异导致冷水下沉，暖水上升，从而形成一种全球范围内的大型循环体系。
二、海洋环流如何影响气候？海洋环流不仅在热量转移上起着关键作用，同时也对降水模式、风带分布以及气候系统的整体稳定性产生影响。
2.1 热量输送海洋是地球上最大的热量储存库，表层海水通过环流将热量转移到不同地区。
例如，墨西哥湾暖流将热量从赤道地区运输到北大西洋，使得西欧地区气候相对温暖。
这种循环对全球气候系统至关重要。
2.2 降水模式环流对降水模式的影响主要体现在其热量分布不均所产生的蒸发和降水现象。
沿热带地区，大量蒸发使海洋水汽增加，随后随着空气运动，上升冷却形成降水。
这种过程在赤道上更加明显，因而赤道附近常年多雨，而一些大陆内陆地区则干旱少雨。
2.3 风带分布海洋环流还与大气循环相互作用，共同决定着全球风带分布。
根据反映热量分布的热输送指数，在高纬度地区，由于冷却作用增强，隆起气团推动大范围冷空气，而低纬度地区则持续接受太阳辐射，并形成上升运动，这导致了特定风带如信风、西风等形成，进而影响沿岸地区气候。
2.4 极端天气事件随着气候变化，加工温室气体增多，对海洋环流也产生了说明性影响，而这些变化可能导致极端天气事件频发。
地质地形知识：解析地球上的海洋环流
地质地形知识：解析地球上的海洋环流地球上的海洋环流是指海洋中水流的方向和速度。
由于海洋占地球表面积的71%，因此海洋环流对气候影响非常重要。
了解海洋环流可以帮助我们预测天气、理解世界上的海洋生命和优化渔业。
海洋环流主要分为两种：表层海洋环流和深层海洋环流。
表层海洋环流主要受到风、重力和海水密度的影响。
深层海洋环流则受到海水密度和海底地形的影响。
表层海洋环流是指海洋表面的水流动。
海洋表面的流动受到许多因素的影响，其中最重要的因素是气候和大气运动。
大气循环对海洋表面水流产生了直接的影响。
例如，西风带和赤道上空的热带气旋会产生经纬向和纬向的风。
这些风会推动海洋表面水流形成各种形状和大小的环流。
深层海洋环流是指海洋深部的水流动。
深层海洋环流是由海水密度不同而产生的；密度高的水沉入海底，密度低的水浮在海面上。
这些水流通过纵向混合和热盐循环等机制形成了深层海洋环流。
深层海洋环流起到了非常重要的作用，可以影响到全球的气候。
深层海洋环流包括大西洋环流和南方洋流。
大西洋环流是指从北大西洋向南大西洋的海水运动，影响到了全球气候。
南方洋流则是指南大洋中南极洲周围的冰冷海水向北大洋的流动。
南方洋流的形成与极地冰川和冰架融化有关。
海洋环流对气候的影响非常显著。
例如，北大西洋暖流可以使得欧洲地区的气温变暖，而南方洋流的影响则达到了整个南极洲地区。
海洋环流也对海洋生物起着非常重要的作用。
海洋环流可以将营养物质和能量传递给海洋生物，帮助它们生存。
海洋环流也可以控制海洋的盐度和温度，从而影响海洋生物的生态环境和生命的繁衍。
总之，地球上的海洋环流是非常复杂和多样的。
它直接影响了地球的气候和生态环境，对人类和自然生物都起着至关重要的作用。
了解海洋环流可以让我们更好地预测天气、理解世界上的海洋生态和保护海洋生物。
世界主要海洋环流系统的地理分布与影响
世界主要海洋环流系统的地理分布与影响海洋环流是指在全球海洋中形成的水流循环系统。
它是地球上水分的分布调节系统，对气候、风暴、氧气和营养物质的输送等起着重要的影响。
世界上存在着多个主要的海洋环流系统，它们的地理分布和影响各有不同。
一、北大西洋暖流和陆地效应北大西洋暖流是北大西洋中一股温暖的洋流，来自墨西哥湾的温暖水流沿着美洲东岸向北，经由美洲东北角流入北大西洋。
这条暖流对于北欧地区的气候影响显著，使得这里的冬季温度相对温和。
同时，北大西洋暖流的暖空气也为北欧地区带来降雨，对于农业和生态系统起到重要作用。
北大西洋暖流还将热量和水分引入北极地区，提供了雪和冰的形成条件。
二、喜马拉雅山脉与季风环流喜马拉雅山脉是世界上最高的山脉之一，也是东南亚重要的地理要素。
这座山脉通过其高大的山峰，影响了喜马拉雅山脉周边地区的季风环流。
山脉的阻挡作用使得印度次大陆上的季风风向改变，从而引起了季风气候的出现。
季风环流对于喜马拉雅山脉周围地区的降水非常重要，为农业和生态系统提供了必要的水资源。
同时，喜马拉雅山脉周围地区也因为季风气候而成为了重要的农业和人口聚集区。
三、赤道地区的洋流和厄尔尼诺现象赤道地区的洋流系统在全球气候中起到了极为重要的作用。
赤道附近洋流的主要特征是无规则的和多样性的，它们通过赤道上的热带雨林、河流和降雨的形成融入了大气循环系统。
其中最为人所熟知的是厄尔尼诺现象。
厄尔尼诺现象是赤道东太平洋热水异常增温现象，它会在2到7年周期内出现。
这一现象会导致全球范围内的天气和气候变化，包括风暴、洪灾、干旱等。
厄尔尼诺现象也会对渔业、农业、林业和水资源管理等方面产生重要影响。
四、南极洲周围的海洋环流南极洲是地球上最寒冷的大陆，它周围的海洋环流在南极水域中起着重要的作用。
南极海洋环流主要分为两个部分：西风漩涡和南极循环。
西风漩涡是南极洋流最大的环流系统，它维持了大洋中的水循环和生物圈的平衡。
西风漩涡携带着水和热量，向北将深层冷水输送到南极洋面。
海洋环流对气候的影响
海洋环流对气候的影响1. 引言地球上70%以上的表面被大海或海洋所覆盖。
海洋环流是指海洋中的水流运动，其形成受到多种因素的影响，并且对地球气候系统产生广泛而重要的影响。
本文将探讨海洋环流对气候的影响，并介绍相关的机理和实际影响。
2. 海洋环流与气候海洋环流是由多个相互作用的驱动力所驱动的，包括风、地球自转、太阳辐射等因素。
这些驱动力导致了全球范围内不断变化和交互作用的海洋水流。
这些水流以大规模的环流系统存在，对地球气候起到了至关重要的作用。
3. 热带海洋环流热带海洋环流是热带地区海洋中最为明显和重要的环流系统之一。
其中最具代表性的有东北贸易风、西北贸易风、南纬风带和北纬风带等。
热带地区的强大季风系统，包括夏季季风和冬季季风，也受到热带海洋环流的显著影响。
4. 利用船只观测海洋环流为了更好地理解海洋环流对气候的影响以及预测其变化，科学家们运用各种研究手段进行观测和收集大量数据。
其中一种非常重要的手段是通过船只观测。
通过安装在船只上的各种仪器，科学家们可以获取有关水温、盐度、流速等信息，从而对海洋环流进行详细研究分析。
5. 大规模海洋循环系统除了热带地区的海洋环流外，全球还存在着大规模的海洋循环系统，如北大西洋漂移、南大西洋漂移、印度-太平洋涡旋等。
这些循环系统通过搬运热量和盐分，起到调节全球气候变化的重要作用。
6. 海洋环流与气候变化近年来，随着全球气候变暖，海洋环流也发生了显著变化。
例如，北极冰盖融化导致北大西洋漂移减弱，这可能进一步加剧全球气候变暖趋势。
此外，南大西洋漂移也因人类活动而受到破坏，进一步增加了全球气候变暖的风险。
7. 水域温度与天气现象海洋温度是一个重要的天气现象影响因素。
例如，在亚太地区，夏季台风频率和强度与太平洋暖湿空气团有关。
而该空气团受到波斯湾暖水区域和菲律宾冷水区域之间行进的夏季偏西风和秋季峡谷低音波交替控制。
8. 海洋环流修复措施鉴于海洋环流对气候稳定以及人类活动所产生的重要影响，保护和修复海洋环境已成为当务之急。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
第五章海洋环流概述（Summary）一、定义及分类（Definition&Type）1.海流(Oceancurrent)：海水大规模相对稳定的流动。
2.分类(Type)：按成因分：密度流(densitycurrent)，风海流(windcurrent)，补偿流(compensationcurrent)；按受力分：地转流(geostrophicflow)、惯性流；按发生区域：赤道流(equatorialcurrent)，陆架流，东西边界流(eastern/westernboundarycurrent)等；按运动方向：上升流(upwelling)，下降流(downwelling)；按海流温度与周围海水温度差异分：寒流，暖流等二、研究意义（Significance）国防，航运，渔业，气候三、影响和产生海流的力（Causesofcurrent）引起海水运动的力：重力，压强梯度力，风应力，引潮力海水运动后派生的力：科氏力(Coriolisforce)，摩擦力(frictionforce)1、重力：地心引力与地球自转产生的惯性离心力的合力。
习惯上将单位质量物体所受重力称为重力加速度，以g表示。
与纬度和海水深度有关:海面上赤道到极地差为0.052m/平方米,在中纬度，海面与10km深处的差为0.031m/平方米。
因此，在海洋研究中，一般视其为常数9.8m/平方米重力势(potentialofgravity)：从一水平面逆重力方向移动物体到另一高度所做功。
等势面：位势相等的面叫等势面。
处处与重力垂直的面称水平面。
海平面(sealevel)：海洋表面的平均位置。
2、压强梯度力：等压面：压强相等的面。
压强梯度力：水体所受静压力的合力：f=f1-f2=P·A-(P+△P)·AP·A单位质量水体所受的静压力的合力：与等压面垂直，指向压力减小的方向。
即与压强梯度方向相反。
流体静力学方程：正压场：等压面与等势面平行斜压场：等压面相对等势面发生倾斜时。
海洋内压场：由海洋中密度差异形成的斜压状态。
在海洋上部斜压性很强。
外压场：外部原因（风、降水、江河径流）引起海面倾斜产生的压力场。
3、风应力：切应力，将大气动量输送给海水，目前，只能以经验公式给出4、科氏力：5、摩擦力：体积力，分子粘性力(molecularviscosity)和湍流粘性力(turbulentviscosity)四、海水动力学方程（Dynamicequationofseawater）运动方程：牛顿第二定律速度V是时空的函数，即V=V(x,y,z,t)实质微商：连续方程:质量守恒定律在流体中的应用。
海流成因(CauseofCurrent)一、风生：风生海流(WindDrivenCurrent)二、温盐变化引起：密度流(DensityCurrent)地转流(GeostrophicFlow)一、均匀海洋中地转流(Geostrophicflowofhomogenizedocean)1、地转流(geostrophicflow)定义：压强梯度力水平分力与科氏力达到平衡时的稳定流动。
2、特点(characters)：１）地转流流速大小与等压面和等势面的夹角的正切成正比，与科氏参量成反比；２）沿两面的交线流动,北半球流向偏在压强梯度力水平分力右方90度；３）在北半球，面向流去的方向，右面等压面高，左面低。
４）内压场引起的等压面倾斜主要体现在海洋的上层，随深度增加而减小。
外压场引起的等压面倾斜则直达海底。
二、二层海洋中地转流(Geostrophicflowoftwo-layered-ocean)１）等压面倾斜与等势面倾斜方向相反，若上层流速小于下层流速，倾斜方向相同。
２）流向沿三面交线流，且面向流去方向右面密度小，左边大。
右边温度高，左边低。
风海流(WindDrivenCurrent)一、无限深海风海流（亦称漂流）(WindDrivenCurrentofDeepSea/Drift)艾克曼(Ekman)于1905年根据南森在北冰洋考察时发现冰的漂流方向与风向不一致。
1、定义：海水摩擦力(friction)和科氏力(Coriolis)平衡时的稳定流动。
假定：I.均匀；II.海区无限宽广，海面无起伏；III.风场均匀，只沿x方向吹；IV.只考虑垂直涡动粘滞系量引起的水平方向的摩擦力，且视为常数；V.科氏力不随纬度变化。
方程：边界条件(boundarycondition)：海面(surface)z=0海底(bottom):u=v=0解：其中：2、空间结构：１）表层流速最大，流向偏向风向的右方45度；２）随深度增加，流速逐渐减小，流向逐渐右偏；３）至摩擦深度，流速是表面流速的4.3%，流向与表面流向相反，可忽略；４）连接各层流速的矢量端点，构成艾克曼螺旋线(Ekmanspiral)。
二、浅海风海流(Winddrivencurrentofshallowsea)水深越浅，从上层到下层的流速矢量越是趋近风矢量的方向。
三、风海流体积输运(Bulktransmissionofwinddrivencurrent)无限深海风海流垂直风向输送，北半球在风向的右边，南半球相反。
浅海风海流存在岸、底摩擦，在x,y方向都有输送。
四、风海流的附效应(Attachedeffectsofwinddrivencurrent)升降流(up&downwelling)：1)顺岸风(coastwisewind)2)气旋(Cyclone)与反气旋(Anticyclone)3)辐散(Divergence)、聚(Convergence)带等引起惯性流（InertialCurrent）科氏力和加速度达平衡(1)u+(2)v:(1)v-(2)u:流速、流向，水质点运动是等速圆周运动。
水质点运动轨迹对方程式积分：1.轨迹是圆形2.半径为(Radius)：与纬度有关。
3.周期(Cycle)：4.频率(Frequency)：5.北半球为顺时针旋转，南半球相反。
f=0.0001/s，T=17.4hV=0.1m/s，r=1kmV=1.0m/s，r=10km6.中纬度惯性流：周期为17-18h，半径1-10km.大洋环流及水团结构(Circulation&StructureofWaterMass)大洋环流的成因(CauseofCirculation)一、风生大洋环流(WindDrivenCirculation)1.西向强化理论(WesternIntensificationTheory)：IntheNorthAtlanticandNorthPacificthecurrentsflowingonthewesternsideofeachoceant endtobemuchstrongerandnarrowerincrosssectionthanthecurrentsontheeasternside.科氏参量随纬度变化。
2.Stommel理论：1948,风应力、铅直湍切应力及科氏力等的平衡关系。
将大洋视为等深矩形风应力随纬度变化。
三种科氏参量情况下的解结果：3.Munk理论：1950,考虑均质大洋边界侧向摩擦力作用，将北太平洋为三角形，得到与实测海流相似的结果。
二、热盐环流(ThermohalineCirculation)由温、盐变化引起的环流。
相对而言，在大洋中下层占主导地位。
大洋主温跃层稳定性：低纬海区有净的热输入，表明深层有冷水上升，有效阻止热量从表面向下扩散。
使跃层深度保持稳定。
黄观点：风生大洋环流(Winddrivencirculation)：风应力驱动，密度差异控制建立起的环流。
热盐环流(Thermohalinecirculation)：密度差驱动的环流（包括风、热通量、水通量及海洋内部混合等）海洋表层环流的地理分布(DistributionofSeaSurfaceCirculation)1、副热带海区反气旋式环流(Anticyclonecirculation)：太平洋(Pacific)、大西洋(Atlantic)：南半球和北半球都存在。
印度洋(Indianocean)南半球与大西洋(Atlantic)和太平洋(Pacific)相似，北半球冬夏环流形式受季风影响不同，冬半年是反气旋式环流，夏季则消失。
2、气旋式环流(cyclonalcirculation)：太平洋和大西洋的亚北极海区受极地弱东风的影响。
大洋表层环流各流系的特征(CharactersofSeriesofSurfaceCirculation)一、赤道流系(Equatorialcurrent)：1.南、北赤道流(South/Northequatorialcurrent)对应信风带(tradewindband)，亦称信风流。
南北不对称，夏季北赤道流在10°N到20°N—25°N之间，南3°N—10°S之间。
冬季稍偏南。
赤道流自东向西逐渐加强。
2.赤道流系特征(Charactersofequatorialcurrent)主要100—300m的上层，平均流速0.25—0.75m/s。
下部有强大的跃层存在，跃层以上温暖高盐的表层水。
溶解氧含量高，营养盐低。
赤道流是高温、高盐、高水色及透明度大为特征的流系。
3.印度洋赤道流系特征(CharactersofIndianequatorialcurrent)主要受季风(monsoon)控制。
11月至翌年3月盛行东北季风，5—9月盛行西南季风。
4.赤道逆流(Equatorialcountercurrent)对应赤道无风带，平均位置在3°N—10°N之间。
逆流区有充沛的降水，相对赤道流具有高温、低盐特征。
它与北赤道流之间存在辐散上升运动，水色和透明度也相对降低。
5.赤道潜流(Equatoriallatentcurrent)南赤道流区下方温跃层内，与赤道流相反自西向东的流，成带状分布，厚约200m，宽300km，最大流速达1.5m/s。
流轴常与温跃层一致，向东变浅。
二、西边界流(Westboundarycurrent)：1.大洋西侧沿大陆坡从低纬向高纬的强流。
太平洋黑潮(KuroshioCurrent)和东澳流(EastAustraliaCurrent)，大西洋湾流(GulfStream)和巴西流(BrazilCurrent)，印度洋莫桑比克流。
是反气旋环流一部分，赤道流的延续。
与近岸水相比，具有高温、高盐、高水色和透明度大等特征。
北强南弱。
2.湾流(GulfStream)：佛罗里达流与安的列斯流汇合处视为起点。
北上经1200km，到哈特拉斯角，又离岸向东，直到45°W附近的格陵兰滩以南，行程2500km。