4.4洋流(3)

　　3）风海流的负效应 风海流作用包括两方面，一方面，风的切应力直接导致了一支深度不大的风海流；另一方面，风海流体积运输又会使海水密度的水平分布发生变化，从而又产生密度流。这种由于风海流的体积运输而导致的海流，叫做风海流的负效应。

　　海洋中海水密度分布的实际情况是上层海水暖而轻，密度小；下层海水冷而重，密度大。又因为风海流的流速随深度增加以指数规律减小，所以上层流速大，偏转效应也大，下层流速小，偏转效应也小。故表层暖而轻的海水输向右方（北半球），次表层冷而重的海水，由于偏转效应小且受流体连续性原理的约束，必然从左边上升到表层，以补充表层水的右移。海水密度的这一分布特点，将会导致一支与风向一致的密度流。

　　在北半球稳定的反气旋控制的海区内，风围绕反气旋中心作顺时针方向流动。因此，由风引起海水体积运输，是趋向反气旋中心。这样造成较轻的表层海水，在反气旋中心发生堆积而下沉，形成下降流。而在反气旋周围，次表层较冷的海水就会上升到表层，以补偿表层水的损失。这样，反气旋中心的海水暖而轻，密度小；反气旋周围的海水冷而重，密度大。海水密度在水平方向的这种不均匀分布，将产生一支与风向一致的表面环流，叫反气旋大洋环流。同理，在气旋控制的海区里，风围绕着气旋中心作逆时针方向流动，由风引起的海水体积运输是向外的，结果在气旋中心，表层较轻的海水被输向气旋边缘海区，次表层较重海水，便上升到海面。这种密度分布特点，同样要产生与风向一致的海流，叫气旋型大洋环流。由于表层海水向外辐散，在气旋中心就会产生上升流。可以想象，在大型反气旋型或气旋型水平环流之中，还叠置有垂直方向的环流。

　　在海岸附近，情况要复杂一些。例如，北半球大洋东岸附近某一海区，当平行于海岸的风从南面吹来时，首先在海洋表面引起风海流，其作用深度也就是风海流的摩擦深度。风海流体积运输，将导致表层海水在沿岸附近堆积，其结果，一方面将导致沿岸附近产生下降流；另一方面，也会使海岸附近的海面（等压面）稍稍上升，等压面相对水平面发生倾斜，从而会产生一支与风方向一致的海流。由于等压面的倾斜，是由风引起增水导致的，所以等压面倾角上下一致，即这种海流具有倾斜流的性质。由此可见，风的切应力不仅产生一支纯粹的风海流，而且还形成一支与风向一致的倾斜流。同理，平行海岸的风，从北方吹来时，会在海岸附近形成风海流、倾斜流和上升流。

　　上升流是深层水被带到表层的过程。其重要性远远超过了它的物理意义，因为深层水能把大量的营养物质带到表层，并为浮游生物所吸收。因此，在世界上，上升流区总是生物量最富饶的区域。在中纬度大洋东侧，如秘鲁、加利福尼亚沿岸、西南非洲和北非西岸，以及南大洋和白令海，上升流达到相当大的规模。据调查，上升流海域只占海洋面积的0.1％，但渔获量却占全世界的50％。

　　2.梯度流（地转流）为了说明梯度流产生的原因，需介绍等压面和水平面的概念。所谓等压面，是一个假想的面，沿着这个面，流体所承受的压力处处相等。海面可以近似地看作是等压面。假定在海洋中选取两个等压面P1和P2，若P1=0，则在等压面P2上，单位面积所承受的水柱重量为：

　　

　　式中，m为两个等压面之间海水的质量；s为等压面的横截面积。其中：

　　m　=　ρhs (4-37)

　　式中，ρ为两等压面之间海水的平均密度；h为两等压面之间的垂直距离。所以

　　P2=ρgh （3-38）

　　若P1不等于0时，则

　　P2-P1=ρgh （4-39）

　　所以

　　

　　可见，两个给定等压面之间的距离h，与其平均密度成反比，ρ愈大，该两个等压面间距愈小，反之，则愈大。水平面也是一个假想面。这个面处处与重力垂直，这个面没有重力的分量。物体在这个面上的运动，重力不做功，即位势相等。所以水平面又叫等势面。由于重力垂直于水平面，且方向指向下。压强梯度力垂直于等压面，且方向指向压力减小的方向，即向上。所以，当等压面与水平面重合时，压强梯度力与重力平衡，如果海水原来是静止的话，会继续保持静止状态。当等压面相对水平面发生倾斜时，由于压强梯度力（D）永远垂直于等压面，因此，从水平上看，可将压强梯度力分解成垂直于水平面的分力D1和平行于水平面的分力D2。垂直分力D1与重力（g）方向相反，故被重力抵消；而水平分力D2会促使海水流动。这个压强梯度力的水平分力就是产生梯度流的原动力。若从等压面上分析，则可以把重力分解成两个分力，重力的一个分力与等压面垂直，方向与压强梯度力相反，因而被抵消；另一个分力与等压面平行，促使海水流动，即重力在等压面上的水平分力产生海流。这两种分析方法的效果是一样的。

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