風生海流

風生海流(wind-driven current)又稱風生流、吹流或漂流。由風對海面作用的切應力所引起的海流。風海流或漂流指的是純由風力作用引起的海流而不包括由此而派生出的海流。

基本介紹

• 中文名：風生海流
• 外文名：wind-driven current
• 又稱：風海流
• 類別：海水流動
• 最早提出時間：1902年
• 原因：風對海面作用的切應力

形成原因

風生海流即“風海流”，是由風作用於海面而產生的切應力所引起的較長時間的海水流動。風吹過海面時，風對海面的摩擦力以及風對海浪迎風面施加的壓力，迫使海水向前移動。表面海水一旦開始流動，地轉偏向力和摩擦力馬上發生作用。表面海水在風力、地轉偏向力和下層海水的摩擦力以及風對海浪迎風面施加的壓力，迫使海水向前移動，便形成風海流。表面海水在風力、地轉偏向力和下層海水的摩擦力取得平衡時，海流處於穩定狀態，以相等的速度向前流動，此時的海流就是風海流。分布在中、低緯度海區，形成以副熱帶為中心的大洋環流。受地轉偏向力的影響，這種大洋環流在北半球呈順時針方向流動，在南半球呈逆時針方向流動.對全球熱量平衡的影響。促進高、低緯度之間熱量的輸送與交換，影響氣候的形成與分布。

實驗證明

早於1902年南森研究了在北冰洋調查所得的風和凍的漂流資料後，發現凍的漂流與風向不一致，一般偏向風方向右方20°～40°，他認為這是由於受地轉的影響所致。

埃克曼1905年首創漂流理論，他研究了由定常風力和風向所引起的、無限深海的漂流。假定海水的密度到處都是均勻的，且海水不可壓縮，引起水團運動的力便只有摩擦力。在地球偏向力的影響下，深海中表面海流的方向，在北半球恆偏離風向右方45°，在南半球恆偏離風向左方45°。隨著深度的增加，偏離風向的角度越來越大，而流速則隨之減小。到一定深度處，漂流的方向竟與表面海流方向正好相反，其流速僅為表面流速的約二十三分之一。這個深度，海洋學上稱為摩擦深度。因此，可以認為，漂流只是摩擦深度(通常約500m)範圍內的近表層流動。在此深度以下的海流流速小，可以忽略不計。各大洋上的南、北赤道流就是偏東信風引起的風海流。

現已證明，海表面風生海流的速度與風應力成比例。在北半球表面風生海流偏向風方向右方45°；在南半球偏向風方向左方45°。同時，它隨深度的增大，偏角也加大，流速則隨之減小，當至某一深處時，其流向與表面流向相反，此深度叫“摩擦深度”。在這個深度處，風生海流的速度只有表面流速的4%左右，風生海流從深海大洋運行至淺海近岸時，可產生增水和減水現象，不僅改變了海水的密度分布，同時也改變了海水的壓力分布，從而又導致海水產生新的運動。因此，風生海流的研究具有很重要意義。

風生海流舉例

信風帶里的北、南赤道暖流。西風帶里的西風漂流，在北半球被陸地分開分別叫北大西洋暖流和北太平洋暖流，在南半球則環繞南極洲一圈，連線三大洋（印度洋、太平洋、大西洋），南半球西風漂流是寒流。北印度洋季風洋流（冬季東北風吹逆時針流動，夏季西南風吹順時針流動）

一般模式

由於穩定的風系作用，大洋表面海水便能產生與此相應的流動。

在北半球，繞副熱帶高壓中心而流動的，為一順時針方向的環流，繞副極地低壓(中緯低壓)流動的，為一逆時針方向的環流。在南半球，與副熱帶高壓區相應的環流為逆時針方向。副極地低壓與極地高壓基本上呈帶狀，那裡的海流與緯圈平行，因此，與北半球相對應的那個氣旋式(順時針方向)環流便不存在。

大洋表面環流模式圖使我們對大洋表面環流有一個基本輪廓的認識。但是，由於海、陸的不均勻分布，風場相對赤道的不對稱性，以及地形的影響等，使實際海流比上述理想模式複雜得多，而且各大洋的情況也不盡相同。