赤道逆流

1943年，Sverdrup等人描述了太平洋北赤道逆流，之後不斷有關太平洋北赤道逆流的觀測數據和研究結果湧現出來 ^[3]  。

1959年，Reid提出太平洋南赤道逆流。

1968年，Henri Rotschi根據“Coriolis”號調查船在赤道區東經170度經向斷面上測得的温度、鹽度和溶解氧資料，詳細地分析了太平洋南赤道逆流的存在及其有關特徵。

1976年3月至1978年10月，中國國家海洋局先後四次組織“向陽紅5號”船，對中太平洋赤道區（北緯10度——南緯20度，東經160度——西經170度）進行了綜合科學調查，之後在“全球大氣試驗”期間（1979年1一6月）兩次組織“實踐號”和“向陽紅9號”船對該區進行了調查。這些調查結果表明，調查期間各月，即1一6月和9一10月，在西向的南赤道流中間（南緯4度一13度），確實存在一支東向流，所處的緯度範圍與Ried1959年根據動力計算發現的太平洋南赤道逆流的位置基本吻合，進一步證實了太平洋南赤道逆流的存在 ^[4]  。

2010年，中國發起首個海洋領域大型國際合作計劃“西北太平洋海洋環流與氣候試驗（NPOCE）”。科研人員在西北太平洋海洋環流與氣候研究上，發現並命名了北赤道逆流下的北赤道次表層逆流，揭示了菲律賓以東潛流的季節內變化和機制等 ^[5]  。

赤道逆流示意圖(5張)

赤道逆流的位置與赤道無風帶一致，偏於赤道以北，信風流不對稱於赤道這一事實，就是赤道逆流產生的原因 ^[1]  。

在大洋中赤道的南北兩側，各有一支龐大的海流，它們自老家大洋東部開始，萬里“西征”，到達大洋西部後，又各自有一部分“辭別”主流，“會師”赤道附近，然後轉向東流，再萬里迢迢返回東部老家，這就形成了赤道逆流。

赤道北部低緯度海洋，長年吹刮的東北信風，將表層海水帶動起來，從在洋東部一路浩浩蕩蕩向大洋西部流去，形成北赤道海流；赤道南部海水受東南信風的吹刮，則形成南赤道海流。北赤道和南赤道流流到大洋西部後，受到陸岸阻擋，各自分成兩部分。北赤道流的“主力部隊”轉而“北伐”，在大西洋和太平洋分別成為灣流和黑潮的主要流源，另一部分離開主力部隊，形成向南的支流；南赤道的“主力部隊”轉而“南征”，在太平洋和大西洋分別成為東澳海流和巴西海流，部分則與主力部隊分道揚鑣，形成向北的支流。

北赤道流向南的支流和南赤道流向北的支流，在赤道附近匯合後，水位抬升，致使大洋西部水面高於東部，從而形成一支自西向東運動的表層海流，相對於自東向西的南北赤道流逆向流轉，因此被稱為赤道逆流。其位置在南北赤道流之間，赤道無風帶之下，是赤道海洋中普遍存在海流 ^[6]  。

大洋赤道逆流區域，海水温度高，含鹽量少，降水強度大 ^[6]  。赤道附近終年高温多雨，經歷強烈的增熱和淡化過程，故赤道逆流的表層水具有高温低鹽的特性 ^[1]  。

南、北半球的信風將海水吹向西部，在西部大陸處受阻而堆積，海面呈現西高東低現象，形成向東的水平壓強梯度力，由於赤道無風帶的風力很弱，所以向東的壓強梯度力可以把海水沿着赤道無風帶向東輸運 ^[7]  ，補充大洋東部因赤道海流帶走的海水，故具有補償流和傾斜流性質 ^[2]  。這種補償流性質屬於水平補償流，區別於垂直補償流，如秘魯寒流便屬於垂直補償流中的上升補償流。 ^[8] 

太平洋赤道逆流分為兩支。一支是北赤道逆流，夏季在北緯4度～10度之間，冬季向南移動2度左右，是世界大洋中最強的一支赤道逆流；它從菲律賓外海向東流經15000千米，到達巴拿馬灣“尋根”，其流動幅寬為300～700千米；西部流動快，東部流動慢，平均流速40釐米/秒，最大可達150釐米/秒。另一支是南赤道逆流，位於南緯5度～10度之間，西起所羅門羣島附近海面，向東可達秘魯海岸附近，也是西強東弱，在東經170度處流速約為15～30釐米/秒。

大西洋也有兩支赤道逆流。一支是北赤道逆流，位於北緯3度～5度和9度～12度之間，隨季節變化明顯，夏季最強，最大河流可達150釐米/秒，向東進入非洲西部，然後回到大西洋北赤道流的發源地。另一支是南赤道逆流，在南緯5度～10度之間流動，強度較弱。

印度洋由於受季風影響，赤道無風帶在赤道以南，因而赤道逆流也位於赤道南部。夏季，赤道逆流在南赤道流和西南季風之間自西向東流動。冬季，北赤道流向西流至非洲東部索馬里近海後，轉而向南，越過赤道後同南赤道流的北上分支匯合，形成赤道逆流，在南緯2度～4度和6度～8度之間向東流去，勢力比夏季強大，中西部流速為85釐米/秒，往東逐漸減小。至東經90度附近該逆流分為兩支：較大的一支部分轉向東南形成爪哇沿岸流，部分轉向西南加入南赤道流；另一支轉向東北，加入北赤道流 ^[6]  。

赤道逆流和南北赤道流共同組成複雜的熱帶環流系統，一些海域海水從四周輻合，迫使表層海水下降，形成下降流；另一些海域海水向周圍輻散，下層海水上升補充，形成上升流，將下層營養鹽類帶到表層，有利於浮游生物的生長，同時造成海水顏色變深和透明度下降 ^[6]  。

幾內亞灣沿岸地處赤道以北，但部分佈着熱帶雨林氣候，比全世界其他熱帶雨林氣候分佈的位置更為向北延伸，造成這種現象的原因之一就是幾內亞灣地處赤道以北，受大西洋赤道逆流的影響，在幾內亞灣形成兒內亞暖流·，它給幾內亞灣沿岸的氣候起增温、增濕的作用 ^[9]  。

在秘魯北部6^。S以北和厄瓜多爾沿海冷性洪堡德洋流中，有些年份受來自瓜亞基爾灣的赤道逆流的影響，使水温較常年偏高3—6℃，隨着海水温度的升高，熱帶輻合帶在南美西岸異常南移，使秘魯中北部和厄瓜多爾西岸出現頻繁的暴雨。這種現象通稱為“厄爾尼諾”，常使低緯度海水温度年際變幅達到峯值，不僅影響低緯大氣環流，甚至對全球氣候舶札期振動也有重大意義，對當地的漁業生產也有不利影響 ^[10]  。

在印度洋西北部海域，特別是在西北部的亞丁灣，由於受到季風海流和赤道逆流的影響，鹽度高、水温高，具有較為廣泛的上升流，所以具備了形成頭足類漁場的最佳條件。

在亞丁灣海域，鳶烏賊漁場主要受索馬里海流和赤道逆流影響，其漁汛期較長。

位於大西洋的赤道逆流到達大洋西部後，大部分沿着大陸的邊緣向高緯度流去，形成大西洋西部邊界流。其中，北赤道逆流的南支和南赤道逆流的北支，在加勒比海匯合後進入墨西哥灣，形成墨西哥灣暖流。 ^[11]