海流.docx

1、海流第四章 海洋环境及其与鱼类行动的关系第一节 海洋形态一，海洋面积与划分海洋面积为3.16亿平方公里，约占地球总面积的70.8%。海洋在南北半球分布不均匀，在北半球，海洋占半球总面积的60.7，陆地占39.3；在南半球，海洋占80.9，而陆地只占19.1。同时地球也可分为两个半球，一个为水半球，集中了大部分水面，约占91；另一个叫陆半球，集中了大部分陆地，但陆地也仅占47（图4-1）。根据海洋要素及形态特性，将海洋水域可分为主要部分及其附属部分。主要部分为洋，附属部分为海、海湾和海峡。现分述如下：1，大洋洋是指远离大陆、深度在2000米3000米以上的水域。其面积约占海洋总面积的89。海洋因

2、素如盐度、温度等不受大陆影响。盐度平均为35，年变化小，水色高，透明度大，并且有着自己独立的潮汐和海流系统。根据上述特征，可将世界大洋分为三部分，即太平洋、大西洋和印度洋。各个大洋的分界点如下，太平洋与大西洋在西经七十度南美洲顶端的合恩角，大西洋与印度洋以好望角（东经二十度）为界，太平洋与印度洋的分界线为由马来半岛、苏门答腊、爪哇、东帝汶、再经澳洲的伦敦德里角至塔斯马尼亚岛到南极（以东经147为界）。但有人亦将围绕南极大陆的海洋称为南大洋或南冰洋、南极洋，北极海亦有人称为北冰洋。 图4-1 陆半球和水半球2，海海是指深度较浅，一般在200米300米以内的水域。面积较小，只占海洋总面积的11。温

3、度受大陆影响很大，并有着显著的季节变化。盐度在没有淡水流入而蒸发强烈的内海地区较高，但大量河水流入而蒸发量又小的海区则较低，一般在32以下。水色低，透明度小。几乎没有独立的潮汐和海流系统，主要是受所属大洋的影响。海又可分为地中海和边缘海两种。地中海介于大陆之间或伸入大陆内部，如欧洲地中海、波罗的海、南海、墨西哥湾、波斯湾、红海等。边缘海位于大陆边缘，如北海、日本海、东海、黄海等。3，海湾海湾是指洋或海的一部分延伸入大陆，且其深度逐渐减小的水域。一般以入口处海角之间的联线或入口处的等深线作为与洋或海的分界。海湾中海水的性质由于它和邻接的海洋可以自由沟通，所以与洋或海的海洋状况很相似。在海湾中常出

4、现最大潮差，这显然与深度和宽度的不断减小有关。4，海峡海峡是指海洋中相邻海区之间宽度较窄的水道。海峡中海洋状况的主要特征是流急，尤其是潮流速度很大，底质多为岩石或砂砾，细小的沉积物很少，这和它具有较大的流速有关。海流有的由上、下层流入或流出，如直布罗陀海峡；有的由左、右侧流入或流出，如渤海海峡等。由于海峡中具有不同海区的两种水团，因此海洋环境状况便形成明显的差异。必须指出的是，由于历史上的原因，很多分类名称都被混淆。有的海被称为湾，如波斯湾、墨西哥湾等；而有的则把湾称为海，如阿拉伯海等。二，海底形态海底地形是渔场形成中一个重要的因素，如平坦的大陆架渔场、隆起的海底地形等。海底地形一般分为大陆架

5、、大陆坡、大洋底（大洋盆地）、海沟等。此外还有沙洲、浅滩和礁堆等，这些都与渔场的形成有一定的关系。凸起地形如海隆或隆起(Rise)、海岭或海脊(Ridge)、海台(Plateau)、浅滩(Banks)、海峰(Crest)、海礁(Reef)、浅洲(shoal)等都与渔场的形成、鱼类的集群有关。海底形态大体可分为以下几个主要部分：海岸带、大陆边缘(包括大陆架、大陆坡、大陆隆起)和大洋盆地（包括深海平原，各种海底高地和洼地等）。1，海岸带海岸带是海陆之间的界限，是指那些当水位升高时（由于潮汐、风等因素引起的增水）便被淹没，水位降低时便露出的海陆相互作用的区域。由于海岸带是陆地和海洋的相互作用区，因此

6、是引起海岸轮廓的改变、海底地形的变化和海底沉积物移位进行得最为迅速的地方。海岸线是指海陆的分界线，它在某种程度上是不固定的。由于潮位的升降和风引起的增水或减水的作用，海岸线能发生移动，在垂直方向海面升降的幅度能达到1015米，而在水平方向的进退有时能达几十公里。在海岸带中，潮汐涨落的区域称为潮间带。潮间带在渔业生产和科学研究中具有一定的重要性。2，大陆边缘大陆边缘具体包括了大陆架、大陆坡、大陆隆起等（如图4-2）。 图4-2 海底形态的示意图（1）大陆架(或称陆架)大陆架简称陆架，亦称大陆浅滩或陆棚。根据1958年国际海洋法会议通过的大陆架公约，大陆架定义为“邻接海岸但在领海范围以外深度达20

7、0m或超过此限度而上覆水域的深度，容许开采其自然资源的海底区域的海床和底土”，以及“邻近岛屿与海岸的类似海底区域的海床与底土”。依自然科学的观点，大陆架则是大陆周围被海水淹没的浅水地带，是大陆向海洋底的自然延伸。其范围是从低潮线起以极其平缓的坡度延伸到坡度突然变大的地方为止，是从低潮线延伸到坡度向更大深度显著增加的大陆周围地带。此地带虽被海水淹没，但实际上仍是大陆的一部分。它的深度一般不超过200米，个别地区深度也有大于800米或小于l30米的。平均深度在130米左右。陆架的特点是坡度不大，平均坡度为7，大多数陆架只不过是海岸平原的陆地部分在水下的延续。在岩岸附近，陆架的坡度较大，但一般情况仍

8、不超过12。陆架的宽度和深度变化很大，它与陆地地形有密切的联系。在崇山峻岭的海岸外，陆架狭窄；反之，在曾经遭受冰川作用的海岸或者是宽广的平原海岸和大河河口外，陆架却非常宽广。以全世界而论，陆架平均宽度约为70公里，但其幅度变化可从零至六、七百公里，欧洲北部和西伯利亚沿岸陆架十分宽广，达600-800公里，中国沿岸陆架也很宽广，陆架的面积约占整个海底面积的7.6。陆架区的许多海洋现象都有显著的季节变化，潮汐、波浪和海流的作用比较强烈，因此水层之间的垂直混合十分发达，底层海水不断得到更新，从而使海水含有大量的溶解氧和各种营养盐类。因此陆架区特别是河口地带是渔业和养殖事业的重要场所。陆架的沉积物主要

9、是由河流从大陆带来和波浪冲蚀作用形成的陆屑沉积物，有大石块、砾石、卵石、砂和细泥等。这些沉积物在海底的分布是有规律的，离岸愈远，卵石、砂子就逐渐被细砂和泥的沉积物所替代。（2）大陆坡（或称陆坡）陆坡是指陆架外缘以下更陡的区域，实际上是指大陆构造边缘的以内区域，且处于由厚的大陆地壳向薄的大洋地壳的过渡带之上。它的坡度达到47，有时达到13l4，如比斯开湾，但在火山岛与珊珊岛的岸旁可能有特别大的倾角，最大可达40，有时几乎是垂直的。大陆坡的坡度随海岸性质而不同，位于沿岸多山地区的大陆坡，其平均坡度为333，而在沿海平原以外的大陆坡，其平均坡度只有2。大陆坡能伸展到的深度是不一致的，大多数人认为应包

10、括2002500米的深度。位于大陆坡的海区，由于距离大陆较远,受大陆的影响较小，因此，这里的海洋状况一般来说，较大陆架海区稳定。海洋要素的日变化不能到达底层，就是年变化也已经十分微弱。底层海水的运动，主要是海流和潮汐的作用，风浪的影响在此已经逐渐消失。海底的沉积也不同于大陆架，这里主要是陆屑软泥。由于光能经过上层海水的吸收和散射以后，到达底部的已经极其微弱或完全消失，因此，基本上没有深层和底层的植物，而以植物为食料的动物也逐渐被食泥的动物所代替。这些动物的残骸形成生物软泥，混杂于陆屑软泥之中。在倾斜最大的海底，常会发生地滑现象，使疏松沉积物沿坡面滑向深处，因此在这些地区海底常为石礁底。大陆坡上

11、最特殊的地形是海底峡谷，它具有峭壁的狭窄形状，呈V字形，长达数十公里至数百公里。据认为，大多数海底峡谷是由于地层结构的变动而产生的。大陆坡是地壳的活动地带，地壳断裂作用在大陆坡上会造成一些巨大的裂缝，在强大的海底浊流和冰的作用下，形成了现在的海底峡谷。日本海沿岸、北美西岸、印度、非洲、南美沿岸和其它地区都有海底峡谷存在。（3）大陆隆起如果大陆坡在达到深海底以前变为平坦，则其下部称为大陆隆起或大陆裙。它是由陆坡基部向海洋深处缓慢倾斜的沉积裙，一般包括水深2500-4000米的范围，可横过洋底而延伸达1000公里之多。大陆隆起的面积约为1900平方公里，约占整个大洋底的5%左右。大陆隆起在大三角洲

12、附近特别广阔，如印度河、恒河、亚马逊河、赞比亚河、刚果河、以及密西西比河的三角洲。3，大洋盆地（大洋床）大洋盆地是海洋的主要部分，地形广阔而平坦，占海洋面积的72%以上。倾斜度小，大约在020-040左右。深度从大陆隆起一直可以延伸到6000米左右。按照地形的性质，大洋底就是一片平坦的平原，与地球的曲率相适应，并微微地拱起。有许多横向和纵向的海岭交错绵延着，将海底分为一连串的海盆。在大洋中还有自海底起到50009000米高度的珊瑚岛和火山岛所形成的个别高地，和深于6000米的陷落地带。最常见的地形有下列几种：（1）海沟。深海海底的长而窄的深洼地，两壁比较陡峻。（2）海槽。在深海海底长而宽的海底

13、洼地，两侧坡度平缓。（3）海盆。面积巨大而形状多少带盆状的洼地。（4）海脊。深海底部的狭而长的高地，比海隆具有较陡的边缘和不太规则的地形。（5）隆起地（海隆），深海底部长而宽的高地，其突起和缓。上述两种都是分布范围广阔延伸绵长的海底山脉，故又通称为海岭，如大西洋中央海岭、东太平洋海岭等。但从成因上看，两者是不相同的。（6）海底山与平顶山。近l000米或更大一些的深海底部的孤立的或相对孤立的高地，叫海底山。深度大于1200米的海底山，其顶部大致呈平的台地称为平顶山。海底山与平顶山成线状排列或在一个范围内密集成群时，则称为海山群。（7）海底高原。深海底部广阔而不明显的高地，其顶部由于较小的起伏而可

14、以变化多端。由于没有光线和温度很低，大洋深处的海底动物群稀少，因此不能形成显著的堆积。所有这里出现的沉积物，都是由于繁殖在大洋上层的浮游生物的石灰质和硅质骨骼沉到海底上堆积形成的。在大洋区的生物软泥主要有属于根足类的抱球虫软泥、硅藻软泥和放射虫软泥。4，海沟海沟是指大洋中深于6000米的长而窄的陷落地带。海沟和海岭常常是连在一起的，而且通常呈弧形，海岭有时露出海面形成海岛或群岛，而深海沟一般位于弧形海岭的凸面。深度在10000米以上的深海沟共5个，全在太平洋，最深海沟是马里亚纳海沟（11500米）。太平洋海沟多集中在西岸，沿太平洋亚洲沿岸，太平洋与印度洋交界线一直起伸至澳洲的一条弧线上。三，海

15、底地质由于海底的底质与底栖生物的分布关系特别密切，因此鱼类特别是以底栖生物为食的鱼类，通过掌握底质的分布状态，对开发底层鱼类资源关系重大。大陆架海底的底质，主要来源于陆地。在没有强流的情况下，一般规律为：由岸到外海，底质出现颗粒由粗变细的带状分布，近岸是较粗的砂质，向外依次是细砂、粉砂、粉砂质泥和淤泥等。但在强流通过的海域，粗大的颗粒会被带到很远，从而打破了上述分布的规律。第二节 世界海洋中主要海流及其分布一，海洋环流的概念及其成因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。所谓“大规模”是指它的空间尺度大，具有数百、数千千米甚至全球范围的流动；“相对稳定”的含义是在较长的

16、时间内，例如一个月、一季、一年或者多年，其流动方向、速率和流动路径大致相似。海流一般是三维的，即不但水平方向流动，而且在垂直方向上也存在流动，当然，由于海洋的水平尺度远远大于其垂直尺度，因此水平方向的流动远比垂直方向上的流动强得多。尽管后者相当微弱，但它在海洋学中却有其特殊的重要性。习惯上常把海流的水平运动方向狭义地称为海流，而其垂直方向运动称为上升流和下降流。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。就整个世界大洋而言，海洋环流的时空变化是连续的，它把世界大洋联系在一起，使世界大洋的各种水文、化学要素及物理状况得以保持长期相对稳定。海流形成的原因很多，但归纳起来不外乎两种

17、。第一是海面上的风力驱动，形成风生海流。由于海水运动中粘滞性对动量的消耗，这种流动随深度的增大而减弱，直至小到可以忽略，其所涉及的深度通常只为几百米，相对于几千米深的大洋而言是一薄层。海流形成的第二种原因是海水的温、盐变化。因为海水密度的分布与变化直接受温度、盐度的支配，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。海流形成之后，由于海水的连续性，在海水产生辐散或辐聚的地方，将导致升、降流的形成。为了讨论方便起见，也可根据

18、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温、盐环流；从受力情况分又有地转流、惯性流等；考虑发生的区域不同，又可分为洋流、陆架流、赤道流、东西部边界流等。二，上升流与下降流的产生 上升流是指海水从深层向上涌升，下降流是指海水自上层下沉的铅直向流动。实际上海洋是有界的，且风场也并非均匀与稳定。因此，风海流的体积运输必然会导致海水在某些海域或岸边发生辐散或辐聚。由于连续性，又必然会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。 由无限深海风海流的

19、体积运输可知，与岸平行的风能导致岸边海水最大的辐聚或辐散，从而引起表层海水的下沉或下层海水的涌升。而与岸垂直的风则不能。当然对浅海而言，与岸线成一定角度的风，其与岸线平行的分量也可引起类似的运动。例如，秘鲁和美国加利福尼亚沿岸分别为强劲的东南信风与东北信风，沿海岸向赤道方向吹，由于漂流的体积运输使海水离岸而去，因此下层海水涌升到海洋上层，形成了世界上有名的上升流区。又如非洲西北沿岸及索马里沿岸（西南季风期间），由于同样原因，都存在着上升流。上升流一般来自海面下200300m的深度，上升速度十分缓慢。自60年代开始，直接采用铅直海流计测量的结果，所得流速要大些。尽管上升流速很小，但由于它的常年存

20、在，将营养盐不断地带到海洋表层，有利于生物繁殖。所以上升流区往往是有名的渔场，例如秘鲁近岸就是世界有名的渔场之一。 在赤道附近海域，由于信风跨越赤道，所以在赤道两侧所引起的海水体积运输方向相反而离开赤道，从而引起了赤道表层海水的辐散，形成上升流。大洋中由于风场的不均匀也可产生升降流。表层海水的辐散、辐聚与风应力的水平涡度有一定的关系，其关系式可表达为当散度为正值时，海水辐散，产生上升流；当散度为负值时，海水辐聚，产生下降流。 大洋上空的气旋与反气旋也能引起海水的上升与下沉。例如台风(热带气旋)经过的海域表层观测到“冷尾迹”，就是由于下层低温水上升到海面而导致的降温。 在不均匀风场中，由于漂流体

21、积运输不均，使表层海水产生辐散与辐聚（图43）。在气旋风场中，同样会因辐散产生上升流（图43）。在北半球，不均匀风场中表层辐散、辐聚与气旋式风场中的上升流，在沿岸地区受到风力作用所产生的涌升流与沉降流（图44）。图43 不均匀风场和气旋风场中产生辐散与辐聚 图44 北半球风海流产生示意图三，世界大洋环流和水团分布 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。太平洋与大西洋的环流型有相似之处：在南北半球都存在一个与副热带高压对应的巨大反气旋式大环流(北半球为顺时针方向，南半球为逆时针方向)；在它们之间为赤道逆流；两大洋北半球的西部边界流(在大西洋称为湾流，在太平洋称为黑潮)都非常强大，而

22、南半球的西部边界流(巴西海流与东澳海流)则较弱；北太平洋与北大西洋沿洋盆西侧都有来自北方的寒流；在主涡旋的北部有一小型气旋式环流。 各大洋环流型的差别是由它们的几何形状不同造成的。印度洋南部的环流型，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。在南半球的高纬海区，与西风带相对应为一支强大的自西向东的绕极流。另外在靠近南极大陆沿岸尚存在一支自东向西的绕极风生流。1，赤道流系 与两半球信风带对应的分别为西向的南赤道流与北赤道流，也称信风流。这是两支比较稳定的由信风引起的风生漂流，它们都是南北半球巨大气旋式环流的一个组成部分。在南北信风流之间与赤道无风

23、带相对应是一支向东运动的赤道逆流，流幅约300500 km。由于赤道无风带的平均位置在310N之间，因此南北赤道流也与赤道不对称。夏季(8月)，北赤道流约在10N与2025N之间，南赤道流约在3N与20S之间。冬季则稍偏南。 赤道流自东向西逐渐加强。在洋盆边缘不论赤道逆流或信风流都变得更为复杂。赤道流系主要局限在表面以下到100300 m的上层，平均流速为0.250.75 n1s。在其下部有强大的温跃层存在，跃层以上是充分混合的温暖高盐的表层水，溶解氧含量高，而营养盐含量却很低，浮游生物不易繁殖，从而具有海水透明度大，水色高的特点。总之赤道流是一支高温、高盐、高水色及透明度大为特征的流系。 印

24、度洋的赤道流系主要受季风控制。在赤道区域的风向以经线方向为主，并随季节而变化。11月至翌年3月盛行东北季风，59月盛行西南季风。5S以南，终年有一股南赤道流，赤道逆流终年存在于赤道以南。北赤道流从11月到翌年3月盛行东北季风时向西流动，其他时间受西南季风影响而向东流动，可与赤道逆流汇合在一起而难以分辨。赤道逆流区有充沛的降水，因此相对赤道流区而言具有高温、低盐的特征。它与北赤道流之间存在着海水的辐散上升运动，把低温而高营养盐的海水向上输送，致使水质肥沃，有利于浮游生物生长，因而水色和透明度也相对降低。太平洋在南赤道流区(赤道下方的温跃层内，有一支与赤道流方向相反自西向东的流动，称为赤道潜流或克

25、伦威尔流)。它一般成带状分布，厚约200 m，宽约300 km，最大流速高达1.5米s。流轴常与温跃层一致，在大洋东部位于50 m或更浅的深度内，在大洋西部约在200 m或更大的深度上。赤道潜流的产生显然不是由风直接引起的，关于其形成、维持机制有许多观点，其中，有的认为它是由于南赤道流使表层海水在大洋西岸堆积，使海面自西向东下倾，从而产生向东的压强梯度力所致。由于赤道两侧科氏力的方向相反，故使向东流动的潜流集中在赤道两侧。这种潜流在大西洋、印度洋都已相继发现。2，西部边界流 西部边界流是指大洋西侧沿大陆坡从低纬度向高纬度的海流，包括太平洋的黑潮与东澳大利亚海流，大西洋的湾流与巴西海流以及印度洋

26、的莫桑比克海流等。它们都是北、南半球反气旋式环流主要的一部分，也是北、南赤道流的延续。因此，与近岸海水相比，具有赤道流的高温、高盐、高水色和透明度大等特征。3，西风漂流 与南北半球盛行西风带相对应的是自西向东的强盛的西风漂流，即北太平洋流、北大西洋流和南半球的南极环流，它们分别是南北半球反气旋式大环流的组成部分。其界限是：向极一侧以极地冰区为界，向赤道一侧到副热带辐聚区为止。其共同特点是：在西风漂流区内存在着明显的温度经线方向梯度，这一梯度明显的区域称为大洋极锋。极锋两侧的水文和气候状况具有明显差异。 北大西洋海流。湾流到达格兰德滩以南转向东北，横越大西洋，称为北大西洋流。它在50N，30W附

27、近与许多逆流相混合，形成许多分支，已不具有明显的界限。在欧洲沿岸附近分为三支：中支进入挪威海，称为挪威流；南支沿欧洲海岸向南，称为加那利流，再向南与北赤道流汇合，构成了北大西洋气旋式大环流；北支流向冰岛南方海域，称为伊尔明格流，它与东、西格陵兰流以及北美沿岸南下的拉布拉多流构成了北大西洋高纬海区的气旋式小环流。北大西洋流将大量的高温、高盐海水带入北冰洋，对北冰洋的海洋水文状况影响深远，同时对北欧的气候状况也有巨大的影响。 北太平洋海流。北太平洋海流是黑潮延续体的延续，在北美沿岸附近分为两支：向南一支称为加利福尼亚流，它汇于北赤道流，构成了北太平洋反气旋式大环流；向北支称为阿拉斯加流，它与阿留申

28、流汇合，连同亚洲沿岸南下的亲潮共同构成了北太平洋高纬海区的气旋式小环流。 南极环流。由于南极周围海域连成一片，南半球的西风漂流环绕整个南极大陆(应当指出南极绕极流是一支自表至底自西向东的强大流动，其上部是漂流，而下部的流动为地转流)。南极锋位于其中，在大西洋与印度洋平均位置为50S。在太平洋位于60S。由于风场分布不均匀，造成了来自南极海区的低温、低盐、高溶解氧的表层海水在极锋的向极一侧辐聚下沉，此处称为南极辐聚带。极锋两侧不仅海水特性不同，而且气候也有明显差异，南图45 三大洋表层环流图侧常年为干冷的极地气团盘踞。海面热平衡几乎全年为负值，海面为浮冰所覆盖；北侧，冬夏分别为极地气团与温带海洋

29、气团轮流控制，季节性明显。故称极锋南部为极地海区，北部至副热带海区为亚南极海区。 南极环流在太平洋东岸的向北分支称为秘鲁流；在大西洋东岸的向北分支称为本格拉流；在印度洋的向北分支称为西澳大利亚海流。它们分别在各大洋中向北汇入南赤道流，从而构成了南半球各大洋的反气旋式大环流。 北半球的极锋辐聚不甚明显，只在太平洋西北部的黑潮与亲潮的交汇区以及大西洋西北部的湾流与拉布拉多海流的交汇区存在着比较强烈的辐聚下沉现象，一般称为西北辐聚区。由于寒暖流交汇所产生的强烈混合，海洋生产力高，从而使西北辐聚区形成良好的渔场。这正是世界有名的北海道渔场和纽芬兰渔场的所在海区。4，东部边界流 大洋中东部边界流有太平洋

30、的加利福尼亚流、秘鲁流，大西洋的加那利流、本格拉流以及印度洋的西澳大利亚海流。由于它们从高纬度流向低纬度，因此都是寒流，同时都处在大洋东边界，故称东部边界流。与西部边界流相比，它们的流幅宽广、流速小，而且影响深度也浅。 上升流是东部边界流海区的一个重要海洋水文特征。这是由于信风几乎常年沿岸吹，而且风速分布不均，即近岸小，海面上大，从而造成海水离岸运动所致。前已提及上升流区往往是良好渔场。另外，由于东部边界流是来自高纬海区的寒流，其水色低，透明度小，形成大气的冷下垫面，造成其上方的大气层结构稳定，有利于海雾的形成，因此干旱少雨。与西部边界流区具有气候温暖、雨量充沛的特点形成明显的对比。5，极地环

31、流 在北冰洋，其环流主要有从大西洋进入的挪威海流以及一些沿岸流。加拿大海盆中为一个巨大的反气旋式环流，它从亚美交界处的楚科奇海穿越北极到达格陵兰海，部分折向西流，部分汇入东格陵兰流，一起把大量的浮冰携带进入大西洋，估计每年10000 km3。其他多为一些小型气旋式环流。 南极环流在南极大陆边缘一个很狭窄的范围内，由于极地东风的作用，形成了一支自东向西绕南极大陆边缘的小环流，称为东风飘流。它与南极环流之间，由于动力作用形成南极辐散带。与南极大陆之间形成海水沿陆架的辐聚下沉，即南极大陆辐聚。这也是南极陆架区表层海水下沉的动力学原因。 极地海区的共同特点是：几乎终年或大多数时间由冰覆盖，结冰与融冰过

32、程导致全年水温与盐度较低，形成低温低盐的表层水。6，副热带辐聚区的特点 在南北半球反气旋式大环流的中间海域，因季节变化而分别受西风漂流与赤道流的影响，海流的流向不定，一般流速甚小。由于它在反气旋式大环流中心，表层海水辐聚下沉，称为副热带辐聚区。它把大洋表层盐度最大、溶解氧含量较高的温暖表层水带到表层以下，形成次表层水。 在该海域，天气干燥而晴朗，风力微弱，海面比较平静。由于海水辐聚下沉，悬浮物质少，因此具有世界大洋中最高的水色和最大透明度，也是世界大洋中生产力最低的海区，故也有“海洋沙漠”之称。 以上就是世界大洋表层在水平方向上的主要环流及其特征。除此之外尚有一些区域性海流，例如，瑞德（Ried，1959）在南太平洋的赤道流中，发现了一支赤道逆流；宇田（Uda，1955）在北太平洋发现了一支副热带逆流等，但它们的持续性及其在总的大洋环流中的作用，目前尚不完全了解。四，各大洋主要海流1，太平洋在北太平洋海域，主要环流系统有