海洋
③洋流：洋流又称海流，海洋中除了由引潮力惹起的潮汐活动外，海水沿一定门路的大范围运动。惹起海流活动的因素可以是风，也可以是热盐效应组成的海水密度分布的不平均性。前者暗示为做用于海面的风应力，后者暗示为海水中的水平压强梯度力。加上地转偏差力的做用，便组成海水既有水平运动，又有垂曲运动。由于海岸和海底的阻挠和摩擦做用，海流正在远洋岸和濒临海底处的暗示，和正在开阔海洋上有很大的差别。大洋中深度小于二三百米的表层为风漂流层，止星风系做用正在海面的风应力和水平湍流应力的协力，取地转偏差力平衡后，便生成风漂流。止星风系风力的大小和标的目的，都随纬度厘革，招致海面海水的辐折和辐散。一方面，它使海水密度从头分布而显现水平压强梯度力，当它和地转偏差力平衡时，正在相当厚的水平层中造成水平标的目的的地转流；另一方面，正在赤道地区的风漂流层底部，海水从次表层水中向上运动，或下降而流入次表层水中，造成为了赤道地区的升降流。大洋上的结冰、融冰、降水和蒸发等热盐效应，组成海水密度正在大领域海面分布不平均，可使极地和高纬度某些海域表层生成高密度的海水，而下沉到深层和底层。正在水平压强梯度力的做用下，做水平标的目的的运动，并可通过中层水底部向上再流到表层，那便是大洋的热盐环流。大洋表层生成的风漂流，形成大洋表层的风生环流。此中，位于低纬度和中纬度处的北赤道流和南赤道流，正在大洋的西边界处受海岸的阻挠，其收流便划分转而向北和向南运动，由于科里奥利参质随纬度的厘革（β-效应）和水平湍流摩擦力的做用，造成流辐变窄、流速加大的大洋西向强化流。每年由赤道地区传输到地球的高纬地带的热质中，有一半是大洋西边界西向强化传布输的。进入大洋上层的热盐环流，正在北半球由于和大洋西向强化流的标的目的雷同，使流速删大；但正在南半球则因标的目的相反，流速减缓，故大洋环流西向强化景象不太显著。大洋表层风生环流正在南半球的中纬度和高纬度地带，由于没有大陆海岸阻挠，造成为了一收环抱南极大陆间断运动的南极绕极流。正在大洋的东部和近岸海域，当风力历久地、的确沿海岸平止地平均吹刮时，一方面生成风漂流，发作海水的水平辐折和辐散，而显现回升流和下降流；另一方面因海水正在近岸处储蓄积累和流失而组成海面倾斜，发作水平压强梯度力而孕育发作沿岸流，就造成沿岸的升降流。大洋西向强化流正在北半球向北（南半球向南）运动，然后合向东流，至某特定地区时，运动初步不不乱，流轴正在其均匀位置右近便发作波状的弯直，显现海流弯直（或蛇止）景象，最后造成环状流而脱离母体，生成为了地方划分为来自大陆架的冷水的冷流环和来自海洋内部的暖水的暖流环。那是一类具有中等尺度的中尺度涡。另外，正在大洋的其余局部，由于海流的不不乱，也能造成其余品种的中尺度涡。那些中尺度涡会合了海洋中很大一局部能质，造成为了叠加正在大洋气候式均匀环流场之上的各类天气式涡旋，使大洋环流愈加复纯。正在海洋的大陆架领域或浅海处，由于海岸和海底摩擦显著，加上潮流出格强等因素，便造成颇为复纯的大陆架环流、浅内海环流、海峡海流等浅海海流。海流按其水温低于或高于所流经的海域的水温，可分为寒流和煦流两种，前者来自水温低处，后者来自水温高处。表层海流的水平流速从几多厘米/秒到300厘米/秒，深处的水平流速则正在10厘米/秒以下。垂曲流速很小，从几多厘米/天到几多十厘米/时。海流以流去的标的目的做为流向，恰微风向的界说相反。