海洋環流

海洋環流是研究風引起的海流和密度分佈不均勻所產生的密度流、大洋環流中流旋的生成和分佈、大洋環流西向強化、海流的彎曲和變異、近赤道地區的流繫結構、南極繞極流，大洋熱鹽環流，深海環流和與主躍層的關係，海水的輻散和輻合運動與升降流及朗繆爾環流等的關係，中尺度渦及其能量轉換，冰漂流等特殊的流動現象，海洋對風應力等的反應，以及近岸海區的環流等等。 ^[1] 

海域間的海流活動受太陽輻射、海水熱力學、大氣環流、海冰動力、地球旋轉以及海洋深度等因素影響。海洋環流可分為相互影響和作用的水平流和垂直流。

海水有獨特的物理特徵，對海洋洋流產生重要影響，水是高熱容量物質，因此海洋對温度的突然變化不敏感，海洋也由此能夠吸納、存儲和傳輸大量的太陽熱能。從海洋表面到2米深的海水吸納的熱量幾乎等於整個大氣層吸納的熱能總量。海流的定向流動使之有助於在大範圍內控制氣候模式和季節變化。例如，從熱帶大西洋流向美國東部的墨西哥城流(Gulf Stream)，可將大約30～140斯維爾德魯普(Sv=1× 104m 3/s)的海水輸送到較高緯度的北大西洋，其攜帶的熱能(約等於1 000個發電站生產的能量)也隨之輸送到位於北大西洋的歐洲，墨西哥暖流和盛行的西風對創造歐洲大陸温暖的環境條件具有重要作用，墨西哥暖流還對幼體生物的分佈、海洋生物洄游產生重要影響，也是百慕大羣島生息着珊瑚礁的主要原因。在南半球，南極繞極流是能量最強的洋流，其平均流量達到1305v.

海水富含數億年來大陸徑流攜帶人海的溶解礦物質，其含量可用千分之一(ppT)鹽度定量。海水的平均鹽度為35ppt。海水密度取決於海水鹽度和温度，鹽度越高或水温越低，海水密度越高。海水密度指標是影響海水是否沉降的主要指標。因此，海水温度和鹽度是影響全球海流垂直流動的重要因素，由温度和鹽度引起的海水垂直補償流又稱熱鹽流。

熱鹽流受控于海洋表面的温熱高鹽海水和底部冷流回流的控制。通常，太陽的大部分輻射能只能照耀在赤道附近到中緯度的區域(20°S-20°N)，然後受海洋季風和地球轉動的共同影響才能向極地方向輸送表面温熱的海水。温熱海水到達極地區域後逐步變冷，密度也隨之提高並在北極和南大洋海域向深海下沉，最後再回流到赤道海域。温熱海水在跨越地球的流動過程中會釋放大量的熱能。但是，依靠熱鹽流的方式循環海流的時1司尺度極大，每一個循環大約要花費1000年的時間。熱鹽流靠海水鹽度與温度微妙的平衡變化所驅動。現在，熱鹽流變化的現象正在形成。由於熱鹽流將在大時間尺度下控制海洋的物理動態特徵，因此，我們尚不能完全瞭解熱鹽流對海洋生物循環的持續影響。 ^[2] 

與大氣環流相比，海洋環流的觀測更困難，資料更缺乏。據估計，海洋科學家存20世紀90年代可用的資料，包括可能獲得的衞星觀測海面温度和海面高度資料，仍然比大氣資料的數量級小一個最級。而這些資料的分佈很不均勻，大部分在海面和北半球海域；時間和空間的連續性差，觀測又多為間接性觀測，觀測方法一般採用質量場而不是速度場。上述各點給海洋的模擬和驗證帶來極大的困難和挑戰。也顯示藉助數值模式模擬海洋的氣候狀態更加重要。為得到模式的氣候狀態，特別是海流的分佈，往往需要在適當的邊界和初始條件下，從靜止海洋開始，逐步把模式積分至數千年甚至更長的時間。 ^[1]