世界大洋环流解读
大洋环流模式图
大洋环流模式图1．洋流的分布2.北印度洋海区冬、夏季环流系统在北印度洋海区，由于受季风影响，洋流流向具有明显的季节变化。
(1)冬季，盛行东北风，季风洋流向西流，环流系统由季风洋流、索马里暖流和赤道逆流组成，呈逆时针方向流动。
(见下图甲)(2)夏季，盛行西南风，季风洋流向东流，此时索马里暖流和赤道逆流消失，索马里沿岸受上升流的影响，形成与冬季流向相反的索马里寒流，整个环流系统由季风洋流、索马里寒流和南赤道暖流组成，呈顺时针方向流动。
(见图乙)洋流的判定方法1．判定洋流所处的半球(1)依据等温线的数值变化规律，确定洋流所处的半球。
等温线数值自南向北递减，则位于北半球(图1)；反之则位于南半球。
(2)依据纬度和环流方向组合图，确定洋流所处的半球。
如图2是以副极地(纬度60°)为中心逆时针的大洋环流，则该大洋环流位于北半球中高纬度海区；图3是以副热带(纬度30°)为中心顺时针的大洋环流，则该大洋环流位于北半球中低纬度海区；同理，图4大洋环流位于南半球中低纬度海区。
2.判定洋流流向洋流位于海水等温线弯曲度最大处，并与等温线垂直，洋流流向与等温线凸出方向一致(图1中的洋流M和N)。
3.判定洋流性质(1)由水温高处流向水温低处的洋流为暖流(图1中的洋流M)；反之则为寒流(图1中的洋流N)。
(2)通过判定洋流所处的半球，在北半球，自南向北的洋流为暖流，反之则为寒流；南半球情况相反。
(3)通过纬线的度数变化规律，由较低纬度流向较高纬度的洋流一般为暖流，反之则为寒流。
4．判定洋流名称(1)利用等温线图或纬度—环流方向组合图，判定洋流名称程序如下：判定洋流所处的南北半球；判定洋流所处的纬度带；判定洋流所在的大洋以及洋流所处大洋环流的位置，最终确定洋流的具体名称。
(2)利用大陆或岛屿同洋流的相对位置判定洋流名称：依据已知的大陆或岛屿形状确定大陆或岛屿的名称；根据大陆或岛屿同洋流的相对位置关系知识，确定洋流名称。
世界洋流运动过程
世界洋流运动过程世界洋流是指海洋中由风力、地球自转力和重力引起的水体运动。
它们是海洋环流系统的重要组成部分，对地球的气候、海洋生物等方面有着重要影响。
世界洋流的运动过程可以分为大小圆环流和界洋流。
一、大小圆环流：1.大圈环流：大圈环流是从赤道向极地方向流动的环流系统，主要由两大洋流组成，即北大洋流和南大洋流。
北大洋流包括北纬30°至60°之间的流和北纬40°至60°之间的流，而南大洋流则包括南纬30°至60°之间的流和南纬40°至60°之间的流。
大圈环流在各大洋之间连接起来，形成了一个环绕地球的环流系统。
这种环流系统的特点是逆时针方向旋转，导致了海洋水体的不断流动，保持着地球气候的稳定。
2.小圈环流：小圈环流是从极地向赤道方向流动的环流系统，由北大洋流和南大洋流的边缘洋流组成。
北小圈环流包括北纬0°至30°之间的流，而南小圈环流则包括南纬0°至30°之间的流。
小圈环流主要受到赤道地区的盛行风影响，正负偏西风引起了洋流水体的微弱流动。
这种环流系统的特点是顺时针方向旋转，形成了差异弱的环流系统。
二、界洋流：界洋流是从洋盆外围流向洋盆内部的洋流系统，也被称为边界洋流。
界洋流通常在大洋边缘分界线附近形成，并在气候带划界或其他特定地理特征处被深层水体所补充。
界洋流的形成通常由于风力和地球自转力的影响，以及洋底地形和海陆分布等因素的影响。
界洋流对于海洋生态系统的物质循环和能量传输有着重要作用。
三、洋流运动的影响：世界洋流的运动过程对地球的气候和海洋生物有着重要影响。
1.气候影响：洋流的运动可以带走热量和湿度，调节着地球的气候。
例如北大西洋洋流将热量从赤道运往北方，使得欧洲西部地区气候较暖和；而秘鲁海流将寒冷的水体带到赤道附近，降温了周边海域的气温。
洋流还会影响降雨分布，带来较多或较少的降雨。
高一地理全球洋流知识点
高一地理全球洋流学问点心无旁骛，全力以赴，争分夺秒，顽固拼搏脚踏实地，不骄不躁，长风破浪，直济沧海，我们，注定成功!那么接下来给大家共享一些高一地理全球洋流学问点，盼望对大家有所帮助。
高一地理全球洋流学问点全球洋流分布规律：(1)中低纬度海区：以副热带海区为中心的大洋环流.北顺南逆,大洋东岸为寒流,西岸为暖流.(2)北半球中高纬度海区：逆时针方向环流,大洋东岸暖流西岸寒流.(3)南纬40度旁边：西风漂流.(4)北印度洋海区：季风环流,夏顺冬逆.全球洋流成因：(1)盛行风(盛行风吹拂海面,推动海水随风漂流,并且使上层海水带动下层海水流淌,形成规模很大的洋流,这叫风海流)(2)密度流(各个海疆因海水的温度、盐度不同,导致海水密度分布不均,引起海水的流淌,这叫密度流)(3)补偿流(由风力和密度差异所形成的洋流,使海水流出的海区海水削减,相邻海区的海水便会来补充,这样形成的洋流叫补偿流).此外,洋流在运动过程中,还受到陆地形态及地转偏向力的影响.全球洋流影响：(1)全球大洋环流可以促进高、低纬度间热量的输送和交换,对全球热量平衡具有重要意义.洋流对沿岸气候影响很大.暖流对沿岸气候有增温增湿的作用,寒流对沿岸气候有降温减湿的作用.(2)洋流对海洋生物资源和渔场分布有显著影响.寒暖流交汇的海区,海水受到扰动,可以将下层养分盐类带到表层,有利于浮游生物大量繁殖,为鱼类供应饵料;两种海水集合还可以形成“水障”,阻碍鱼类游动,使得鱼群集中,易于形成大渔场,如纽芬兰渔场和日本的北海道渔场.在秘鲁旁边海区,受离岸风影响,深层海水上涌把大量的养分物质带到表层,形成了世界著名的渔场——秘鲁渔场.(3)洋流对航行也有影响.海轮顺洋流航行可以节约燃料,加快速度.寒暖流相遇,往往形成海雾,对海上航行不利.每年洋流从北极地区携带冰山南下,也会给航运带来威逼.(4)对海洋污染物的影响.有利于污染物的扩散,加速净化速度,但也会使污染范围扩大.高一地理洋流对地理环境的影响1.影响气候.暖流增温、增湿,寒流降温、减湿.发生厄尔尼诺现象和拉尼娜现象时,洋流发生变更,对世界上很多地区的气候都有影响,包括对我国.2.影响海洋生物资源.有寒暖流交汇的海区,海水受到扰动,可以将下层养分盐类带到表层,为浮游生物供应足够的养料,从而为鱼类供应足够的饵料,有利于鱼类大量繁.寒暖流交汇也能够形成水障,使得鱼群集中,往往形成较大的渔场(如北海渔场、北海道渔场、纽芬兰渔场).有上升补偿流的地方也能形成大的渔场(如秘鲁渔场).3.影响海洋航行的速度与平安.顺着洋流航行可以加快速度,节约燃料,节约时间;逆着洋流航行会减慢速度,奢侈时间,奢侈燃料.寒、暖流的交汇处简洁形成海雾,从而不利于海上航行.从北极地区南下的洋流也会携带海冰,威逼海上航行平安(如泰坦尼克号撞冰山事务).4.影响海洋环境.对于海洋污染来说,既可以使污染物因快速扩散而加快其稀释和净化的速度,也相应地使污染范围扩大.5.影响全球的水热平衡.洋流流淌的过程中伴随着水分和热量的交换.高一地理学习方法1、依纲据本，驾驭地理原理、规律①先将书读厚：在书上作读书笔记，加上自己的理解或找出自己的疑点②再将书读薄：将学问整理归纳形成主干，构建自己的“思维导图”。
大洋环流系统
4.底层水的环流
地层水位于深层水之下，遍布于大洋海底之上。 地层水来源于南极大陆和北冰洋附近。
世界大洋环流体系由表层（包括次表层水）环流、 中层环流、深层环流和底层环流所组成。表层环流系 统主要是风成环流。中层水、深层水和底层水均为热 盐环流。表层水、次层水、中层水、深层水和底层水 在其运动过程中，进行着全球性的大量交换与循环， 这构成了世界大洋中统一的环流体系。
表层水、次层水和中间水的共同特点是：从海洋表面到 1000米深，都明显地存在着反气旋型环流，就是由地转偏向力 所决定的。
3.深层水的环流
中层水以下，到4000-5000米深为深层水，其形成 主要是热盐环流。环流形态与以上三层水有显著不同， 成为独立的环流系统。 深层水特征:中低纬度水温为1.5-3.0℃，盐度为 0.0346-0.035，密度较小；高纬区水温低，盐度小， 密度大；南北极附近海区，2000米以下水温为-0.011.0℃，盐度小于0.035，密度大。
海洋极锋带
黑潮、东澳大利亚暖流、湾流、巴西暖流、莫桑 比克暖流，受地转偏向力的影响，到西风带则转变为 西风漂流。西风漂流与寒流之间，形成海洋极锋带。 极锋带两侧海水性质不同，冷而重的海水潜入暖而轻 的海水之下，并向低纬流去。南半球因三大洋面积彼 此相连，风力强度常达8级以上，所以西风漂流得到 了充分的发展。
它对南北半球水量交换起着重要作用，特别是大西洋，南大西 洋的水可穿过赤道达北纬10°以北，并与北大西洋水相混合。
逆赤道流和赤道替流
赤道洋流遇到大陆后，一部分海水由于信风切应力南北向分 速分布不均和补偿作用而折回，形成逆赤道流和赤道替流。其基 本特征： 1）逆赤道流：与赤道无风带位置相一致，从西向东流动，流速约 为40-60厘米/秒，最大可达150厘米/秒，为高温低盐海水。 2）赤道替流：位于赤道海面以下，流动于南北纬2°之间，轴心位 于赤道海面下100米出，轴心最大流速约100-500厘米/秒。
世界大洋环流和水团分布
黑潮
黑潮与湾流相似，黑潮是北太平洋的一支西边界。在洋盆西侧，北赤道流的一支向南汇入赤道逆流，一支沿菲律宾群岛东侧北上，主流从台湾东侧经台湾和与那国岛之间的水道进入东海，沿陆坡向东北方向流动。到九洲西南方又有一部分向北称为对马暖流，经对马海峡进入日本海。在进入对马海峡之前，在济州岛南部，也有一部分进入黄海，称为黄海暖流，它具有风生补偿流的特征。
黑潮主干经吐噶喇海峡，进入太平洋，然后沿日本列岛流向东北，在35°N附近分为两支：主干转向东流直到160°E，称为黑潮延续体；一支在40°N附近与来自高纬的亲潮汇合一起转向东流汇于黑潮延续体，一起横过太平洋流，它是北太平洋赤道流的延续，因此仍存在着北赤道流的水文特征。
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绕极流，它们也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。
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。
赤道流是一支高温、高盐、高水色及透明度大为特征的流系。
湾流和
人们通常把由北赤道流和南赤道流跨过赤道的部分组成的、沿南美北岸的流动称为圭亚那流和小安的列斯流，经尤卡坦海峡进入墨西哥湾以后称为佛罗里达流，佛罗里达流经佛罗里达海峡进入大西洋后与安的列斯流汇合处视为湾流的起点。此后它沿北美陆坡北上，约经1200km，到哈特拉斯角(35°N附近)又离岸向东，直到45°W附近的格兰德滩以南，海流都保持在比较狭窄的水带内，行程约2500km，此段称为湾流(也有人认为湾流起点为哈特拉斯角)。然后转向东北，横越大西洋，称为北大西洋流。佛罗里达流、湾流和北大西洋流合称为湾流流系 Nhomakorabea极地环流
世界的海洋与大洋环流
04
世界海洋环流的形成与 特征
形成原因
地球自转：产生科里奥利力，导致海水产生偏转 海陆分布：不同海域的海水密度不同，导致海水流动 风作用：风力作用于海面，推动海水流动 地壳运动：地壳运动导致海底地形变化，影响海水流动
海洋资源的可持续利用可以促 进经济发展和环境保护
海洋资源的可持续利用可以缓 解全球气候变化和资源短缺问 题
海洋资源的可持续利用可以促 进国际合作和和平发展
未来展望
加强国际合作，共同应对 海洋污染和气候变化
推广可持续的渔业和海洋 资源开发方式
加强海洋环境保护法律法 规的制定和执行
提高公众对海洋保护的意 识和参与度
北太平洋环流：影响 亚洲和北美的气候
南太平洋环流：影响 澳大利亚和新西兰的 气候
印度洋环流：影响亚 洲和非洲的气候
南极环流：影响南极 的气候和生态系统
05
大洋环流对地球气候的 影响
调节全球气候
大洋环流是地球气候系统的重要组成部分 大洋环流通过热量输送和物质循环，影响全球气候 大洋环流可以调节全球气温，使地球气候保持相对稳定 大洋环流还可以影响降水和天气模式，对全球气候产生深远影响
保护海洋环流的措施
建立海洋保护区，限制人类活动对海洋环流的影响
加强海洋污染治理，减少污染物排放，保护海洋生态环境
推广可持续渔业，保护海洋生物多样性，维护海洋生态平衡 加强海洋科学研究，提高对海洋环流的认识和预测能力，为保护与可持续 利用提供科学依据
世界表层洋流分布规律
世界表层洋流分布规律
世界表层洋流分布规律是指地球上海洋表层水体的运动方向和分布情况。
这些洋流受到多种因素的影响，包括地球自转、风力、地形和水温等。
下面将介绍一些世界表层洋流的分布规律：
1. 大洋环流系统：全球性的大洋环流系统是表层洋流的主要分布规律之一。
在北半球，大洋的表层洋流呈逆时针旋转；而在南半球，表层洋流呈顺时针旋转。
这种差异是由于地球自转所造成的科氏力的影响。
2. 赤道洋流：赤道附近的洋流呈东向流动，被称为赤道洋流。
这是由于赤道地区的高温和潮湿气候导致的热量高度迅速上升，使得表层水体被推向赤道，形成了东向洋流。
3. 边缘洋流：边缘洋流是指沿着大陆边缘流动的洋流。
这些洋流受到海陆交互作用、地形和地理条件的影响。
在大陆边缘，冷水从高纬度地区流向低纬度地区，形成寒流；而暖水则从低纬度地区流向高纬度地区，形成暖流。
4. 受地形影响的洋流：地形特征如海山、海峡和海峡等也会影响表层洋流的分布。
当洋流遇到这些地形特征时，它们可能会发生分离和碰撞，导致洋流的改变和混合。
需要注意的是，表层洋流的分布会随着季节、气候和其他因素的变化而发生变动。
同时，无论在北半球还是南半球，洋流都具有明显的周期性和季节性变化，这也需要考虑进去。
总的来说，世界表层洋流分布规律是一个复杂的系统，受到多种因素的影响。
了解和研究这些规律对于预测气候变化、生态系统保护和海洋资源开发都具有重要意义。
南半球中低纬度大洋环流模式
南半球中低纬度大洋环流模式南半球中低纬度大洋环流模式学术界对南半球中低纬度大洋环流模式的研究已经取得了一系列重要的进展。
这一研究领域的细节繁多，令人印象深刻。
在本文中，我将从多个角度对这一主题展开深入探讨，以便让您更全面地了解这项研究的重要性和意义。
1. 了解南半球中低纬度大洋环流模式南半球中低纬度大洋环流模式是指在南半球地区，赤道附近低纬度地带的海洋环流系统。
这一系统包括赤道反流、热带海洋涡旋等多种复杂的环流形式。
这些环流形式在物理、化学和生物方面都具有重要的影响，对全球气候和生物多样性产生深远的影响。
2. 大洋环流模式的特点南半球中低纬度大洋环流模式具有独特的特点，如赤道反流受到赤道西风带和南纬锋的控制，热带涡旋的演变受到季风和海温的影响等。
这些特点对于理解南半球地区的气候变化、海洋生态系统的演变等具有重要的意义。
3. 影响因素南半球中低纬度大洋环流模式的形成和演变受到多种复杂的影响因素的控制，如大气环流、海温、季风等。
这些影响因素相互作用，共同塑造了南半球中低纬度大洋环流模式的形态和演变过程。
4. 研究现状目前，学术界对南半球中低纬度大洋环流模式的研究已经取得了一系列重要的进展，如通过观测资料和数值模拟研究等手段，揭示了南半球中低纬度大洋环流模式的空间和时间变化规律，揭示了其与全球气候和海洋生态系统的相互关系等。
5. 个人观点在我看来，南半球中低纬度大洋环流模式的研究具有重要的理论和实际意义。
深入研究其形成机制和演变规律，有助于提高对全球气候和海洋生态系统的认识，为应对全球气候变化和保护海洋生态环境提供重要的科学依据。
总结回顾通过本文的探讨，我们了解到南半球中低纬度大洋环流模式的研究已经取得了重要的进展，其独特的特点和复杂的影响因素对全球气候和海洋生态系统具有重要的影响。
在未来的研究中，我们有必要深入挖掘南半球中低纬度大洋环流模式的内在规律，并加强与全球气候变化和海洋生态系统的相关研究，为促进全球环境保护和可持续发展做出更大的贡献。
大洋环流对全球气候变化的调节作用
大洋环流对全球气候变化的调节作用近年来，全球气候变化成为了人们关注的焦点之一。
气候变化对地球的生态系统造成了巨大的影响，引发了多种灾害和生态失衡。
然而，许多人忽视了大洋环流对全球气候变化的调节作用。
本文将探讨大洋环流对气候变化的影响及其重要性。
1. 大洋环流的基本原理大洋环流是指全球大气和海洋的相互作用形成的环流系统。
这种环流系统是由水的密度、温度和盐度等因素引起的。
全球大气环流与海洋表面温度和盐度的相互作用形成了复杂的大洋环流格局。
大洋环流被分为暖流和冷流两种类型，其流向和速度随地理位置和季节而变化。
2. 大洋环流的调节作用大洋环流在全球气候变化中发挥着重要的调节作用。
首先，大洋环流对热量的分布起着决定性的作用。
全球暖流在将热量从赤道地区传输到极地地区的过程中，调节了地球的能量平衡。
这种热量传输使得地球温度分布更加均匀，减弱了热带地区的过热，同时减缓了寒冷地区的冷凝。
其次，大洋环流也对水分的分布起着重要作用。
全球海洋环流将水分分布从湿润地区传输到干旱地区，保持了地球水分的平衡。
这种水分平衡使得一些干旱地区得以保持生态系统的稳定。
3. 大洋环流的异常变化与气候变化近年来，大洋环流异常变化引发了人们对全球气候变化的关注。
由于全球气候变暖，大洋环流正面临着许多不稳定因素，比如洋流的减弱和路径改变。
这些变化对全球气候产生了重要影响。
例如，北大西洋洋流的减弱会导致欧洲地区的气温下降，影响到海洋生态系统和渔业资源的分布。
此外，太平洋的厄尔尼诺现象、拉尼娜现象等也对全球气候产生了显著的影响。
4. 保护大洋环流的重要性保护大洋环流对全球气候变化的调节作用具有重要的意义。
首先，保护大洋环流可以减缓气候变暖的速度。
通过减少温室气体的排放、控制海洋污染和降低过度捕捞等措施可以保护大洋环流的稳定。
其次，保护大洋环流可以维护全球生态系统的平衡。
大洋环流对生物多样性的维持起着重要作用，保护海洋生态系统可以减少灾害的发生，维护人类的生活和健康。
大洋环流系统
大洋表层环流系统 大洋深层环流系统
大洋表层环流系统：
大气与海洋之间的相互作用： 大气在海洋上获得能量而产生运动； 大气运动又驱动着海水； 这样多次的动量，能量和物质交换就制约着大 气环流和大洋环流。 海面上的气压场和大气环流决定着大洋表层环 流系统。
大洋表层环流模式：
大洋表层环流与盛行风系相适应。 格局特点：（总体规律）
赤道洋流遇大陆后，另一部分海水向南北分流， 在北太平洋形成黑潮（日本暖流）；在南太平 洋形成东澳大利亚洋流；在北大西洋形成湾流 （墨西哥湾暖流）；在南大西洋形成巴西洋流； 在南印度洋形成莫桑比克洋流
共同特点：高温、高盐、水色高、透明度大
其中最著名的是黑潮和湾流 黑潮：
水源：北赤道流；北太平洋西部亚热带海水；
北印度洋季风漂流： （冬逆夏顺）
夏季，由于南半球的东南信风随太阳直射点的北 移而越过赤道，受地转偏向力的影响形成西南季 风，北印度洋的表层海水在西南季风的作用下向 东流，呈顺时针方向； 冬季，主要是由于北半球的东北信风随太阳直射 点的南移，控制北印度洋地区，在东北信风的作 用下，北印度洋海水向西流，呈逆时针方向
中层水 冷水环流系统 深层水 底层水
暖水环流系统：
范围：南北纬40°~50°之间，从海洋表面到 600~800米深 水文特征：垂直涡动、对流较发达；温度、盐度具 有时间变化；受气候影响明显；水温较高； 冷水环流系统： 分布：大洋深处。从两极大洋表面一致伸展 到大洋底部 水文特征：垂直紊动不发达，洋流主要作缓 慢的水平流动;由于他源于高纬海区，所以低 温、盐度小，成为冷水环流；
流经地：我国台湾一带，东到日本以东与北太平洋西风 漂流相接 主要特点：
流幅：台湾以东黑潮大约宽度约150海里，强流带靠近大
描述全球大洋环流
描述全球大洋环流综述表层环流来自北部的冷而重的北大西洋深层水首先沿西边界向南输运, 当流近赤道时, 相当部分被限制在赤道区, 并沿赤道向东流动。
然后才通过其它途径向较高纬度输运和扩散。
与此同时, 并不是所有的北大西洋深层水都被赤道所约束, 还有大量的水径直穿越赤道, 流入南半球。
在赤道南北的低纬度海域，因东南信风和东北信风的作用，形成了自东向西的南赤道暖流和北赤道暖流，它们受大洋西海岸所阻而使西边的水位升高，主支流分别向南和向北流去，同时，各自有一小股支流分别向北和向南流动，于赤道附近汇合，使水位抬升，因而形成了自西向东的赤道逆流。
在北半球中纬度海区里，向北的主支流即日本暖流和墨西哥湾暖流被海上盛行的西风驱赶而转为向东流动，形成北太平洋暖流和北大西洋暖流，都受海洋东岸阻挡而分成向南和向北的两个支流，北太平洋暖流向南形成加利福尼亚寒流，与北赤道暖流形成环流，向北形成阿拉斯加暖流，与从北冰洋向南的千岛寒流形成环流；北大西洋暖流向南形成加那利寒流，与北赤道暖流形成环流，向北一直与从北冰洋向南的拉布拉多寒流形成环流。
在南半球中纬度海区，向南的主支流东澳大利亚暖流和巴西暖流受盛行西风驱赶，变成自西向东流动，形成西风漂流，因无海岸阻挡而形成绕地球流动的南极环流。
印度洋比较特殊，在赤道以南，南赤道暖流受大陆阻挡向南形成莫桑比克暖流和厄加勒斯暖流，西风漂流受大陆阻挡，向北形成西澳大利亚寒流，形成逆时针的环流。
由于季节不同，印度洋北部的海流方向，随着季风改变，夏季是自东向西流，在孟加拉湾和阿拉伯海形成两个顺时针的小环流；冬季则相反，海流由西向东流。
综述深层环流全球温度环流在北大西洋地区由于又冷又咸，密度变大，而表层洋流都在格陵兰南部汇集，海水下沉至深海，并向南大西洋流动，直至南极地区，此地由于温度较低，导致海水密度变大，下沉至深海，然后分别向北、东扩展，一部分水流在非洲好望角附近流入印度洋，一部分一直向东绕过澳大利亚、新西兰进入太平洋，并且补偿上升，形成较暖的洋流，然后在表层形成环流后再次流入印度洋，最后进入南大西洋，向北进入北大西洋。
大洋环流重点
大洋环流重点1、描述世界海洋大致的风场和环流场特征。
（1）风场：赤道为赤道无风带，从低纬向高纬北半球依次为东北信风带、副热带无风带、中纬盛行西风带、副极地风暴带、极地东风带，南半球依次为东南信风带、副热带无风带、中纬盛行西风带、副极地风暴带、极地东风带。
从南北半球来看，以赤道为中心的风场北半球形成顺时针结构，南半球形成逆时针结构；以副极地为中心的风场北半球形成逆时针结构，南半球形成顺时针结构。
这决定了上层海洋的环流分布。
（2）环流场：上层海洋的环流分布受风场驱动，也受陆地边界等其他因素的影响。
分布规律为：中低纬海区：以副热带为中心的大洋环流，北顺南逆。
北半球中高纬度海区：逆时针环流。
南极大陆外围：西风漂流（陆地影响）。
北印度洋海区：季风洋流，夏顺冬逆。
太平洋的地形：宽广的海盆，众多海脊岛屿赤道流系：北赤道流、北赤道逆流、南赤道流、南赤道逆流、赤道潜流赤道潜流：主要与南太平洋的水有关西太平洋：核心在200米左右东太平洋：核心在50米左右北赤道流和南赤道流都是典型的风生环流，都在风最强的季节里最强，北赤道流量大于南赤道流，北赤道逆流是南北赤道流的分界线，太平洋流南北不对称，南赤道流越过赤道。
北太平洋环流系统：副热带逆流、黑潮、黑潮延续体、北太平洋流、加利福尼亚流、亲潮黑潮及延伸体世界上最强的西边界流之一流速可以达到2m/，流量大约100SV高温高盐北太平洋海流流速慢，流幅宽受风场影响较大流动变化较小加利福尼亚寒流流速慢，流幅宽变化大，瞬时观测中较难发现形成低温低盐舌加利福尼亚寒流对应的上升流，一般东边界的寒流附近都存在显著的上升流南太平洋环流系统：南赤道流、东澳大利亚海流、西风漂流、秘魯海流东澳大利亚海流相对黑潮和湾流弱流量大约15SV在南纬34度左右离开澳大利亚西风漂流（南极绕极流）流速快，流幅宽环绕整个南大洋整个全球海洋环流的能量主要集中于此秘鲁海流世界著名的上升流区，生产力最强的海区ENSO现象最显著的区域大西洋的地形：大洋中脊的存在狭长的形状大西洋平均的风场风场的辐合带同样在北半球，低纬和极地附近大致是东风带，而在中纬是西风带大西洋南半球风场南北分量较强，原因是大西洋东西较窄大西洋的基本环流：赤道流系和南北海盆的副热带环流与太平洋类似北大西洋流系：北赤道流、湾流、亚述尔海流、加纳利海流湾流：世界上流量最大的西边界流，流速超过2m/，高温高盐水，对美洲和欧洲的气候意义重大南大西洋流系：南赤道流、巴西海流、南大西洋流、本格拉海流巴西海流：西边界流，流速较强，流量小于黑潮和湾流印度洋风场：冬季盛行东北季风，夏季盛行西南季风在冬、夏季风作用下形成季风环流。
初中世界地理知识点归纳：大洋环流形成
初中世界地理知识点归纳：大洋环流形成大洋中的海水从来都不是静止不动的。
它像陆地上的河流那样，长年累月沿着比较固定的路线流动着，这就是海流。
不过，河流两岸是陆地，而海流两岸仍是海水。
在一般情况下，用肉眼是很难看出来的。
世界上最大的海流，有几百公里宽、上千公里长、数百米深。
大洋中的海流规模非常大。
海流并不都是朝着一个方向流动的。
在北太平洋，表层有一个顺时针环流外;在南太平洋也有一个方向相反的环流。
它们由南赤道流、东澳大利亚流、西风漂流和秘鲁海流组成的反时针方向的环流。
在大西洋的南部和北部也各有一个环流，模样大体与太平洋相仿。
北大西洋环流由北赤道流、墨西哥湾流、北大西洋流和加那利海流组成;南大西洋环流由南赤道流、巴西海流、西风漂流和本格拉海流组成。
印度洋有点特殊，只在赤道以南有个环流，位于印度洋中部赤道以北，洋域太小，又受陆地影响，形不成长年稳定的环流。
由于季节不同，印度洋北部的海流方向，随着季风改变，夏季是自东向西流，并在孟加拉湾和阿拉伯海形成两个顺时针的小环流;冬季则相反，海流由西向东流。
北冰洋由于位置特殊，又受大西洋海流的支配，也只形成一个顺时针的环流。
大洋环流
✓潮汐的形成 月球与太阳引力的分布差异 太阴潮、太阳潮
✓潮汐的变化 周期变化
波浪
• 波浪的要素
波峰，波顶，波谷，波底，波高，波长，周期，波速，波向线和 波峰线等。
• 波浪分类 风浪和涌浪 内波 潮波 海啸
• 风浪与涌浪 风浪：强制波 涌浪： 自由波
到100—130cm/s; ➢流量相当全世界河流总流量的20倍。
4、大西洋洋流 湾流 ➢湾流长约3000多公里，
宽约120公里; ➢表层水温约25℃; ➢流量约为全世界河流总量
的120倍;
5、印度洋洋流 北印度洋季风漂流 ➢冬季，北印度洋盛行东北季风，形成东北季风漂
流； ➢夏季，北印度洋盛行
大洋环流
一、洋流的成因及类型 二、世界大洋表层环流系统 三、洋流对地理环境的影响 四、海洋—大气相互作用
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
一、洋流的成因及类型 概念:海洋中具有相对稳定的流速和流向的海水。 1、洋流的类型 按成因分3类： 风海流：在稳定的盛行风作用下形成的洋流； 密度流：是由于海水密度分布不均匀引起的洋流； 补偿流：是由于海水从一个海区大量流出，而另 一个海区海水流来补充而形成的。
二、世界大洋表层环流系统
大气与海洋之间相互作用、相互影响，大气在海 洋上获得能量而产生运动，大气运动又驱动着海水， 海面上的气压场和大气环流决定着大洋表层环流系 统。 1、大洋表层环流特点
大洋表层环流与盛行风系相适应，所形成的格局具 有以下特点：
以南北回归高压带为中心形成反气旋型大洋环流； 以北半球中高纬海上低压区为中心形成气旋型大 洋环流； 南半球中高纬海区没有气旋型大洋环流，而被西 风漂流所代替； 在南极大陆形成绕极环流； 北印度洋形成季风环流区。
第十一讲--大洋环流
寒流
100C 150C 200C
北半球
暖流
200C 150C 100C
北半球
寒流
南半球
暖流
由等温线可判：
1、半球
北半球 (1月)
2、季节
3、海陆 4、洋流
北半球(7月)
探 索 暖流的水温一定比寒流高吗？
阿拉 斯 加 暖 流
3、按成因分类
风海流：受盛行风影响形成 密度流： 受海水盐度影响形成
由于风或密度差异使海区 海水流出后，相邻海区的 海水来补充形成的
S
阿拉斯加暖流
北太平洋暖流 北赤道暖流 赤道逆流
南赤道暖流
西
西 风 漂
流
洋流的成因类型和分布
西风漂流
北赤道暖流
南赤道暖流 西风漂流
世界洋流模式图
世 界
表
层
洋
流
的
分
布
主要的风海流.
盛 行 低纬 信风 风 风海流名称
东北信风(北半球) 东南信风(南半球) 西南风（北半球） 西北风（南半球）
北赤道暖流 南赤道暖流 北太平洋暖流、北大西洋暖流 西风漂流（寒流） 东格陵兰寒流、拉布拉多寒流 南极环流（寒流）
热点探究
3．“拉尼娜”现象正好与“厄尔尼诺”现象相 反，东西部海水的温差比正常年份要大，也会引起气 候的异常变化。
拉尼娜现象就是正常情况下洋流对周围气候影响的进一步加强
（2007海南）图8所示区域在28°S附近，L示意流经沿岸的洋流。
完成下列要求。
T1 T2
（1）在图中用箭头表示洋流L的流动方向。（2分） （2）在图示海域画两条过洋流L的等温线，分别标注T1和 T2，其温度值关系为T1＞T2，以示意该海域表层水温度的分 布规律。（6分） （3）简述洋流L对沿岸气候的影响。（2分） 答：降温、减湿
全球海洋循环系统演变模式及其气候调节功能剖析
全球海洋循环系统演变模式及其气候调节功能剖析引言：全球海洋循环系统是地球气候变化的重要驱动力之一。
它通过水的运动和能量的传递，在地球上形成了一个庞大而复杂的系统。
该系统由深海和表层海洋的相互作用、大陆架和特定海区的水体流动等因素共同驱动。
本文将探讨全球海洋循环系统的演变模式，并重点剖析其在气候调节中的功能。
一、全球海洋循环系统的主要组成全球海洋循环系统主要由大洋环流、陆架环流和边缘海的循环三个部分组成。
1. 大洋环流：大洋环流是全球海洋循环系统的核心。
它由全球热带海洋暖流和高纬度冷流之间形成的环流系统组成。
其中，北大西洋暖流和南大洋环流是最为著名的海洋暖流，它们起到了运输热量和能量的作用。
2. 陆架环流：陆架环流是指位于大陆架上的较为浅薄的水层运动。
它主要由近岸海流、河流注入海洋、冷热涡等因素共同影响。
陆架环流对地球气候变化的影响较大，尤其是对沿岸地区的气候和生态系统具有重要的调节作用。
3. 边缘海的循环：边缘海的循环主要受到河流、季风和洋流等因素的共同影响。
它在地球气候调节中发挥了重要的作用，如北冰洋的深水形成、北大西洋的热带暖流等。
二、全球海洋循环系统演变模式全球海洋循环系统的演变模式是通过历史记录和现代观测以及数值模拟等手段进行研究的。
在过去的几十年中，科学家们建立了一些模式来描述全球海洋循环系统的演变过程。
1. 热带海洋暖流的形成：热带海洋暖流的形成主要源自太阳辐射的热量输入和大气环流的影响。
热带海洋暖流主要有赤道暖流、季风暖流等，它们起到了将热量从赤道地区向极地地区输送的作用。
2. 冷水深层形成：冷水深层的形成主要受到寒冷的极地海水的影响。
在寒冷地区，海水密度较大，容易下沉形成深水。
这些深水通过大洋环流的运动，将寒冷的水体运输到全球各个地区，从而影响气候变化。
3. 海洋表层流动：海洋表层的流动主要受到风、海洋地形和大气温度等因素的影响。
海洋表层的流动既受到热带海洋暖流的影响，也受到冷水深层的影响。
世界大洋环流和水团分布
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绕极流，它们也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。
上升流是东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。
由于东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稳定，有利于海雾的形成，因此干旱少雨。与西边界流区具有气候温暖、雨量充沛的特点形成明显的差异。
世界大洋上层的铅直向环流
总特征
在世界大洋表层的这些环流之间，特别是在赤道海区，由于海水运输有南北分量，导致了海水的辐聚下沉或辐散上升运动。在赤道上，西向的南赤道流，在赤道两侧分别向南与向北辐散，导致海水上升；在南赤道流与赤道逆流之间(3°～4°N)，由于海水辐聚而导致下沉；在赤道逆流与北赤道流之间(10°N)又形成了海水的辐散上升。由于连续性的原因，上述上升或下沉的海水在一定的深度上便形成了经向的次级小环流。它们分布在25°N～20°S之间，所处深度较浅，仅变动于50～100m之间。正是由于这些次级小型环流的存在，使得赤道海区表层的热量和淡水盈余向高纬方向输送，部分调节了热盐的分布状况，使其得以相对稳定。
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1.赤道无风带 2. 信风带 3. 盛行西风带 4. 极地东风带
fp 中纬低压 fp 副热带高压 fp 赤道低压 fp 副热带高压 fp 中纬低压 fp 极地高压
极地东风带(东南)
90°S
Gyres flow clockwise in the northern hemisphere and counterclockwis e in the southern hemisphere.
B 深海划分的标准：h/D≥2
D
4.3W sin
计算时应先判断
即使海区的水深h固定，也随风速的大小可作浅海处理， 也可作深海处理 C 海水体积运输→风海流的副效 应（在岸边形成堆积或流失，从 而形成上升、下降流、倾斜流）
深海：风向右方９０度（北），南半球相反
Mx
V0 D 2
浅海：风向右方，但小于９０度（北） 风向左方，小于９０度（南半球）
a.太平洋、大西洋 北半球：2个 绕副热带高压顺时针方向 Anticyclone circulation 绕中纬低压逆时针方向
cyclonal circulation Anticyclone circulation
南半球：1个 绕副热带高压逆时针方向 b.印度洋
两大洋北半球的西边界流都非常强大，而南半球则较弱 南部环流特征与南太、南大西洋环流型相似，北部为季风 型环流，冬夏半年环流方向相反
• 风生大洋环流(Wind driven circulation)：风 应力驱动，密度差异控制建立起的环流。 热盐环流(Thermohaline circulation)：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）
世界大洋的表层环流
(二).大洋上层环流的分布(Distribution of Sea Surface Circulation)
(2)
H
BA 15 20 MPa
1 1 (iB iA )(p )i 0 g i 1
BA H15 20 MPa g L vBA 0 2 sin BC H15 20 MPa 0
vBC 0 1500m处地转流流速为 0
(3)
H
BA 1 20 MPa
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。
大洋环流的一种模型(Munk,1950)
2、热盐环流(Thermohaline Circulation )
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。
2 2
CB v1 MPa
CB V1MPa v1BA MPa v1MPa 0.96m / s
v1BA MPa arctg CB 61.3 v1MPa
(4) 50m的流速与100m的流速是一样的 (5)
BA v0 MPa 0.75m / s
v0MPaBA
A
CB 2 0 MPa
风海流
A 假设 定常，=const， 海区宽阔； Kz=const，水平 压强梯度力为0 + h→∞, 深海风 海流
1°
V0
y 2 K z sin
V0
北半球指向风向
0.0127 W sin
右方45 °,南半球左方45 ° 经验公式 W为风速
W↗ ↙ V0↗
az V V e z 0 2°
v0MPa
v
CB 0 MPa
0.46m / s
BA2 0 MPa
B
v0MPaCB
V0 MPa v
v
0.87m / s
C
BA v0 MPa arctg CB 58.5 v0 MPa
七、世界大洋环流
地面上的风带
极地) 60°N 西南风 30°N 东北信风 0°N 东南信风 30°S 西北风 60°S
(a 2
sin
Kz
)
边界条件 恒定风，只沿 y轴方向吹
随z ↗指数衰减，流向(45°+az)右 偏（北） 3°VD=0.043V0 流向与表层流向相反
D
a
Kz sin
经验公式
D
4.3W
sin
W↗ ↙ D↗ h→有 1° 表层流向仍偏向风向的右方(北)， 水深越小，右偏的角度就越小 限,浅海 风海流 2°V 随z ↗而减小，流向仍向右偏(北) z
3.1 Equatorial current (赤道流系)
1. 南、北赤道流(South/North equatorial current) 2. 赤道逆流 (Equatorial counter current) 3. 赤道潜流(Equatorial latent current)
•
•
•
•
•
南、北赤道流(South/North equatorial current) 对应信风带(trade wind band)，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。 赤道流系特征(Characters of equatorial current) 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。 印度洋赤道流系特征(Characters of Indian equatorial current ) 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。 赤道逆流 (Equatorial counter current) 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。 赤道潜流(Equatorial latent current) 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
1 7 (iB iA )(p )i g i 1
⑦0-0.5 ⑥0.5~1 ⑤1~2 ④2~5 ③5~10 ② 10~15 ①15~20
) 500 (97308 97302 ) 500 (97298 97298 ) 500 (97323 97317 ) 300 1 (97319 97310 108 104 ) 100 (97330 97330 ) 50 g (97328 97322 ) 50 (97330 97350 8900 104 9(cm) g
C
⑦ ⑥
0MPa 0.5MPa 1MPa
2MPa 5MPa
⑤
④
③
计算步骤： (1)划分计算的层次 (2)假设一个适当的零面 (3)求出ΔhP-PN(三步近似) (4)求Vp (5)作图
10MPa
②
15MPa
①
20MPa
解： (1)
H
BA 0 20 MPa
(s,t,p)×108 层次(MPa) A站 97350 97330 97322 97317 97310 97302 97298 B站 97330 97330 97328 97323 97319 97308 97298 C站 97330 97330 97330 97327 97324 97311 97298
CB 1 20 MPa
v1MPaBA
A
v1MPa
B
v1MPaCB
C
1 5 ( iC iB )(p )i g i 1
) 500 (97311 97308 ) 500 (97298 97298 1 (97324 97319 ) 500 (97327 97323 ) 300 108 104 g ( 97330 97328 ) 100 5400 104 g v1BA MPa H1BA 9900 104 20 MPa g g LBA g 20 103 0.84m / s 2 sin 2 7.3 105 sin 24 H1CB 5400 104 20 MPa g g LCB g 20 103 0.46m / s 2 sin 2 7.3 105 sin 24
2 设台湾以东24°N海区有三个观测站（如下图），AB相距20km，BC相距20km，根据实测的温盐 算得各站各深度处海水的当场比体积(s,t,p)如下表。已知2000m深处的等压面是零面，求(1)B站海 面比A站海面高多少？(2)1500m深处的地转流流速？(3) 100m深处的地转流流速？(4)50m深处的地 转流流速? (5)表层的流速。（各个流向分别用箭号表示于图中） 表 当场比体积(m3/kg) A B
Southern Hemisphere
Characters of the upwelling
1 夏季高雄水位比汕头高0.2m，高雄与汕头之间的距离 为360km，=23°，求地转流流速并作图以箭号表示 流向。
解：
g v tg 2 sin 9.8 0.2 -5 2 7.3 10 sin 23 360 103 0.096m / s
c.南半球高纬海区，与西风带相对应为强大的自西向东的绕 极流，而在靠近南极大陆尚存在一支自东向西的绕极风生流
3. Characters of Series of Surface Circulation 大洋表层环流各流系的特征