密度流

举例：信风带里的北、南赤道暖流。西风带里的西风漂流，在北半球被陆地分开分别叫北 大西洋暖流和北太平洋暖流，在南半球则环绕南极洲一圈，连接三大洋（印度洋 、太平洋、大西洋），南半球西风漂流是寒流。北印度洋季风洋流（冬季东北风吹逆时针动 夏季西南风吹顺时针流动。）
北赤道暖流，南赤道暖流，阿拉斯加暖流，北大西洋暖流，西风漂流，千岛寒流，东格 陵兰寒流，拉布拉多寒流，南极环流，北印度洋季风洋流。 补偿流，是一处海水流失，它处海水流来补充形成的海流。补偿流按方向一般分为两种： 一种是水平补偿流，另一种是垂直补偿流。后者亦称升降流，包括上升流和下降流。 形成原因 补偿流产生的主要原因是风力和密度差异形成的洋流使海水流出区海水亏缺，如升降 流，在北半球，当风沿着与海岸（位于风向的左侧）平行的方向较长时间地吹刮时，在地转
海岸的水文特征、人类的海上活动以及对大陆沿岸的气候等都有巨大影响。 海流 即“洋流”。 暖流 海水的温度比所经海区的水温高的洋流称为暖流。暖流通常是从低纬地区向高纬地区 流动。暖流经过的海区和沿海地区的气温一般比同纬度其它地区高，而且空气湿润，雨量充 沛，有利于农业生产。世界著名的暖流有：大西洋上的墨西哥湾暖流、巴西暖流；太平洋上 的黑潮，东澳大利亚暖流；印度洋上的马达加斯加暖流、莫桑比克暖流。 寒流 就所经海区的海水来说，具有较低温度的海流称为寒流。寒流通常是从高纬地区向低 纬地区流动。寒流可使流经的海区和沿海地区气温降低，雨水减少。世界著名的寒流有：大 西洋的拉布拉多寒流，本格拉寒流；太平洋中的千岛寒流、秘鲁寒流；印度洋中的西澳大利 亚寒流等。 风海流 又叫“漂流”、“吹流”。是海水在风的直接作用下产生的水平运动。世界各大洋的表 层洋流系统就其成因来说，主要属风海流。 漂流 即“风海流”。 密度流 由于海水密度分布不均而引起水平方向压力的差异，当水平压强梯度力与地转偏向 力达到平衡时所产生的一种海水运动，叫密度流。密度流有两种：一种是由于海水受热蒸发、 冷却、降水分布不均，致使海水密度分布不均而产生密度流；另一种是由于风力不均匀地作 用于海面，在产生风海流的同时，还产生垂直环流，引起海水密度的重新分配，也形成密度 流。 梯度流 即“密度流”。 地转流 即“密度流”。 倾斜流 海面因气压变化、风力作用、大气降水或河水大量倾入而发生倾斜，引起海水由高 处向低处流动，这种因海面倾斜而形成的海流叫倾斜流。 补偿流 由于某种原因，海水从一个海区流出，造成海面降低，邻近海面的海水随即流入该 区进行补充，这种海水流动就叫做补偿流。如加利福尼亚寒流、秘鲁寒流、本格拉寒流都属 于补偿流。 沿岸流 在靠近海岸的浅海区，在斜向海岸吹送的盛行风作用下产生破浪，其回流在重力作 用下。顺着斜坡流动，在风的作用下海水又流向岸边，如此反复进行，海水便形成一股沿海 岸流动的海流，特为沿岸流。 升降流 在地转偏向力的作用下，风海流使某些海区的表层海水远离海岸，沿岸水位下降， 产生减水，下层海水不断上升来补充，形成上升流。在某些迎风的海岸地区，风力使表层海 水不断流向海岸，使沿岸水位上升，产生增水，迫使沿岸区海水下沉，形成下降流。 赤道海流 在热带范围内，海水自东向西的大规模流动，叫赤道海流。赤道海流的流势大， 流向稳定。在北半球称北赤道海流，在南半球称南赤道海流。 北赤道暖流 见“赤道海流”。 南赤道暖流 见“赤道海流”。 赤道逆流 又叫“反赤道流”。为南、北赤道海流之间的逆向海流。它主要位于北纬 3°—5° 到北纬 10°—12°之间的洋面上。赤道逆流自西向东逆赤道海流而流动，以补偿大洋东部 因赤道海流带走的海水，因此具有补偿流和倾斜流的性质。赤道逆流的流速通常为 40—60 厘米/秒左右，最大时达 150 厘米/秒，冬季一般小于 15—30 厘米/秒。由于赤道附近终年高 温多雨，因此赤道逆流表层的海水具有高温、低盐的特性。 日本暖流 也叫“黑潮”。是北赤道暖流在菲律宾群岛东部向北偏转而形成的。它的主流沿中 国台湾岛的东岸、日本琉球群岛的西侧向北、直达日本群岛的东岸，在北纬 40°附近与千 岛寒流相遇，在西风吹送下，再折向东，成为北太平洋暖流。日本暖流是北太平洋西部流势 最强大的一股暖流，它在台湾岛东面的外海处，其宽度约有 100—200 公里，深 200 米，最
密度流：海水在密度水平梯度力的作用下形成的流动。 概念
由于各地海水的温度盐度不同，引起海水密度的差异，使水面高度不同，从而导致海水流 动。 密度流 简介 世界洋流就成因来说有三种：风海流 、密度流、补偿流。由于海水密度的水平方向的不均 匀分布引起等压面倾斜而产生的洋流，叫密度流。换句话说，密度流是海水本身的密度在水 平方向上分布的差异起的。海水的密度取决于海水的温度、盐度和压力，在水平方向的分布 因地而异。例如，其一海区由于接受太阳的热量多而温度升高，体积膨胀，密度变小，海面 (等压面)会稍稍升高；在另一海区接受的太阳热量少，密度相对变大，水温变低，体积缩小， 从而海面（等压面）相对变低些。两个海区间海面及其以下各层等压面产生不同程度的倾斜 ，即海水内部任意一个水平面（即等势面）上压力都不相同。在水平压强梯度力的作用下， 海水从压力大的地方向压力小的地方流动。一旦海水开始流动，地转偏向力立即发生作用， 把本应顺水平压强梯度力方向流动的海水拉向右偏（北半球），直到地转偏向力与水平压强 梯度力大小相等、方向相反时，洋流便沿等压面与等势面的交线流动了，洋流以等速前进， 这时的洋流，叫做密度流。显然，面对密度流的流向，左边等压面低，右边等压面高；左面 密度大，右边密度小。一般说，海水的盐度变化范围不大，而海水的温度差别较大，因此海 水的密度主要取决于海水的温度，如果观测者面朝流向，则其左边水温低，右边水温高（在 南半球，上述方向则相反）。世界上最强大的洋流，如湾流、黑潮、本格拉海流，都属于与 海水密度分布有关的海流。
偏向力的作用下，风所形成的风飘流使表层海水离开海岸（称为离岸流），引起近岸的下层 海水上升，形成上升流；在远离海岸处则形成下降水，它是从下层流向近岸，以补偿近岸海 水的流失。南半球也有相应的情况发生。各大洋的海域，均有明显的上升流，上升流可把深 海区大量的海水营养盐（磷酸盐、硝酸盐等）带到地表，提供了丰富的饵料，故上升流显著 的海区多是著名的渔场，如世界四大著名渔场之一的秘鲁渔场（受秘鲁寒流影响而成；秘鲁 西海岸，在东南信风的持续吹拂下，上层温暖海水离岸向西而流，深水中的冷海水便涌升而 上。上升的冷海水带来了更多的营养盐分，使浮游生物大量繁殖，从而形成）。 洋流成因 我们知道，强大洋流经过的地区都是盛行风吹拂的地区，强大洋流也即是风海流。强大 风海流带走了流出地的大量海水，要由附近周围的海水来补充，包括海底的海水上升补充。 上升流分布的地区都是强大洋流经过的地区 离岸风为什么会造成上升流。强大的盛行风从陆地吹向海洋，带动海水表层离岸而去， 上层海水缺失，除了周围海水补充，海底海水往往上泛（上升）补充。秘鲁寒流（上升流） 就是在东南信风（离岸风）的影响下形成。 最后、这其实是跟密度差异所形成的洋流（密 度流）有关。我们知道，海盆边缘海水深度较浅，接受太阳辐射的热量较多，水温较高，海 水受热膨胀上升，密度小，海平面高。而海盆中间海水深度较深，接受太阳辐射的热量较少 ，水温较低，海水受冷收缩下沉，密度大，海平面低。这样，表层海水由海盆四周流向海盆 中间，海盆四周流失的海水由海底海水上升补充。所以， “上升流大多分布于海盆边缘”。 举例 ： 水平补偿流 太平洋里有加利福尼亚寒流，日本暖流，阿拉斯加暖流、千岛寒流、秘鲁寒流（记 住它是水平补偿流）、东澳大利亚暖流，大西洋里有墨西哥湾暖流，加那利寒流，巴西暖流， 本格拉寒流，南印度洋里有厄加勒斯暖流，西澳大利亚寒流。上升补偿流：秘鲁渔场（秘鲁 国家西侧太平洋上）的形成就是上升补偿流使冷海水上泛，将深处的磷酸盐、硅酸盐带到表 层，给浮游生物提供了丰富的养料，浮游生物又是鱼类的饵料。 注意：整个南半球的秘鲁寒流是水平补偿流。在渔场附近是上升补偿流。 在赤道北侧，由于该暖流是受东北信风的影响而形成的自东向西推进的洋流，因而属于风海 流，与由于受东南信风影响形成的南赤道暖流合称“信风流”。其基本特点是：从东向西流 动，横贯大洋，水温高，盐度低。 日本暖流又叫“黑潮”。是太平洋北赤道洋流遇大陆后的向北分支。起源于菲律宾群岛的吕 宋岛以东海区，流经我国台湾一带，东到日本以东与北太平洋西风漂流相接。为世界著名的 暖流。其特点是：高温、高盐、水色高、透明度大。 1 原因编辑其形成有三方面的因素：一、北赤道暖流遇大陆而偏转北上。二、夏季海洋风的 吹拂和东南信风越过赤道形成的西南风的吹拂。三、地转偏向力的影响。 潮流 指海水在太阳和月球的引力作用下所形成的周期性的水平流动。潮流和潮汐现象是同 时产生的，因此，凡有潮汐的海区，就必有相应的潮流，而且它们的周期相同。 涨潮流 随着涨潮而产生的潮流，称为涨潮流。 落潮流 随着落潮而产生的潮流，称为落潮流。 憩流 当高潮或低潮时，各有一段时间潮流速度非常缓慢，接近于停止状态，称为憩流。 洋流 指海洋中海水大规模地从一个海区水平地或垂直地流向另一个海区的非周期性的运 动。洋流按其成因可分风海流、密度流和补偿流三类。按其水温和所经海区水温的差异可分 为寒流和暖流。洋流形成的主要原因是定向风，还有地转偏向力和陆地分布的影响。洋流对
大流速每昼夜可达 60—90 公里，平均流量每秒约 2200 万立方米。由于日本暖流来源于北赤 道暧流，因此水温和盐度均较高。水温夏季达 29℃，冬季为 20℃，二者向北逐渐降低；盐 度在 150—200 米深处达最大值（为 34.8—35.0‰）。该海流对我国东部海域的水文、气象等 方面有较大影响。 黑潮 即“日本暖流”。 台湾暖流 是“日本暖流”的一个分支。当黑潮经过台湾岛与琉球群岛之间，就分流北上， 其中偏西的一支，进入福建、浙江沿海海域被称为台湾暖流。 北太平洋暖流 是“黑潮”的延续部分，属北太平洋的西风漂流，但因受北美大陆的阻隔， 在向东流至北美西海岸时分为两支：一支折向北，称为阿拉斯加暖流；一支折向南，称为加 利福尼亚寒流、北太平洋暖流的流速自西向东有所减缓（由 0.5 米/秒减至 0.1 米/秒），其流 量每秒约 15—35 百万立方米。 加利福尼亚寒流 是流经北太洋东南部的一支寒流。为北太平洋暖流向南的一个分支。它沿 美国加利福尼亚海岸向南流动，以补充北赤道暖流。其幅宽达 550—600 公里，时速 1—2 公里。 千岛寒流 又叫“亲潮”。是流经北太平洋西北部的一支寒流。它自苏联的堪察加半岛，沿千 岛群岛向南流动，在日本北海道附近（北纬 40°附近）与黑潮相遇，转向并入了北太平洋 暖流。亲潮主流的流速在 1 米/秒以下，表面水温低于 19℃。在水色和透明度方面与黑潮有 较大差异。 亲潮 即“千岛寒流”。 东澳大利亚暖流 是流经南太平洋西部的一支暖流。为太平洋中，南赤道暖流向南的一个分 支。它沿澳大利亚的东海岸向南流动，最后汇入西风漂流。由于东澳大利亚暖流来源于南赤 道暖流，因此它的水温和盐度均较高。 秘鲁寒流 是流经南太平洋东部的一支寒流。它是西风漂流在向东流动时，遇到南美洲西部 海岸后，向北转向而形成的。秘鲁寒流沿南美洲的西海岸自南向北流动，于南纬 10°以北 的地方折向西流，成为南太平洋中南赤道暖流的补偿流。其流速较小，每昼夜约 6 海里。 墨西哥湾暖流 也叫“湾流”。它是流经北大西洋西部的最强大的一支暖流。“湾流”是南、 北赤道暖流在墨西哥湾会合后，从佛罗里达海峡流出，形成佛罗里达暖流，后又会合了安的 列斯暖流，再沿北美洲的东海岸自西南向东北运行。其流势很盛，在佛罗里达海峡中，它的 宽度约 60—80 公里，厚度约 700 米，流速每昼夜约 130 公里，表面水温达 27℃—28℃。该 暖流向东北继续延续成为北大西洋暖流。 湾流 即“墨西哥湾暖流”。 北大西洋暖流 是墨西哥湾暖流的延续部分，在盛行西风的吹送下，横过大西洋北部，至欧 洲西海岸（约北纬 40°附近）分为两支，向南流的一支称为加那利寒流，向北流的一支折 向东北后，在北纬 60°附近又分为两支，左支最后成为西格陵兰暖流，右支伸入北冰洋而 逐渐消失。由于北大西洋暖流是墨西哥湾暖流的延续，因此它的强弱变化直接受墨西哥湾暖 流强弱变化的影响。其流量每秒约为 20—40 百万立方米。该暖流对欧洲西部的气候有明显 的增温、加湿作用。 加那Biblioteka Baidu寒流 是流经北大西洋东部的一支寒流。为北大西洋暖流向南的一个分支。它在葡萄 牙的外海处自北向南流动，经过加那利群岛附近，最后成为北赤道暖流的补偿流。其幅宽约 400—600 公里，时速不超过 2 公里。 东格陵兰寒流 是发源于北冰洋，沿格陵兴岛的东海岸向南流动的一支寒流。其强弱变化直 接受北冰洋海冰生成与消融的影响。由于它源于高纬海域，因此水温和盐度均较低（夏季水 温为 2.4℃。盐度为 32.0～33.0‰）。其流速约 1 公里/时，春季常常携带着许多浮冰和冰山。 拉布拉多寒流 是流经加拿大北极群岛和拉布拉多半岛东岸的一支寒流。它发源于巴芬湾，
世界三大密度流是什么： 地中海－大西洋密度流，表层流向为大西洋流向地中海。 红海－印度洋密度流，表层流向为印度洋流向红海。 大西洋－波罗的海密度流，表层流向为波罗的海流向大西洋。 风海流 定义: 盛行风吹拂海面，推动海水随风漂流，是最主要的洋流形式。并且是使上层海水带动下层海 水流动，形成大规模很大的洋流，叫做风海流。 解释: 信风带、西风带和极地东风带的风向是比较衡定的，在海洋上，这些定向风与海洋表层水之 间就会发生摩擦，通过摩擦方式，风即可将其一部分能量传递给表层海水，除形成波浪外， 还使表层海水发生移流，从而形成风海流。