風生海流

風生海流即“風海流”，是由風作用於海面而產生的切應力所引起的較長時間的海水流動。風吹過海面時，風對海面的摩擦力以及風對海浪迎風面施加的壓力，迫使海水向前移動。表面海水一旦開始流動，地轉偏向力和摩擦力馬上發生作用。表面海水在風力、地轉偏向力和下層海水的摩擦力以及風對海浪迎風面施加的壓力，迫使海水向前移動，便形成風海流。

表面海水在風力、地轉偏向力和下層海水的摩擦力取得平衡時，海流處於穩定狀態，以相等的速度向前流動，此時的海流就是風海流。分佈在中、低緯度海區，形成以副熱帶為中心的大洋環流。受地轉偏向力的影響，這種大洋環流在北半球呈順時針方向流動，在南半球呈逆時針方向流動.對全球熱量平衡的影響。促進高、低緯度之間熱量的輸送與交換，影響氣候的形成與分佈。 ^[1] 

早於1902年南森研究了在北冰洋調查所得的風和冰的漂流資料後，發現冰的漂流與風向不一致，一般偏向風方向右方20°～40°，他認為這是由於受地轉的影響所致。

埃克曼1905年首創漂流理論，他研究了由定常風力和風向所引起的、無限深海的漂流。假定海水的密度到處都是均勻的，且海水不可壓縮，引起水團運動的力便只有摩擦力。在地球偏向力的影響下，深海中表面海流的方向，在北半球恆偏離風向右方45°，在南半球恆偏離風向左方45°。隨着深度的增加，偏離風向的角度越來越大，而流速則隨之減小。到一定深度處，漂流的方向竟與表面海流方向正好相反，其流速僅為表面流速的約二十三分之一。這個深度，海洋學上稱為摩擦深度。因此，可以認為，漂流只是摩擦深度(通常約500m)範圍內的近表層流動。在此深度以下的海流流速小，可以忽略不計。各大洋上的南、北赤道流就是偏東信風引起的風海流。

現已證明，海表面風生海流的速度與風應力成比例。在北半球表面風生海流偏向風方向右方45°；在南半球偏向風方向左方45°。同時，它隨深度的增大，偏角也加大，流速則隨之減小，當至某一深處時，其流向與表面流向相反，此深度叫“摩擦深度”。在這個深度處，風生海流的速度只有表面流速的4%左右，風生海流從深海大洋運行至淺海近岸時，可產生增水和減水現象，不僅改變了海水的密度分佈，同時也改變了海水的壓力分佈，從而又導致海水產生新的運動。因此，風生海流的研究具有很重要意義。 ^[2] 

信風帶裏的北、南赤道暖流。西風帶裏的西風漂流，在北半球被陸地分開分別叫北大西洋暖流和北太平洋暖流，在南半球則環繞南極洲一圈，連接三大洋（印度洋、太平洋、大西洋），南半球西風漂流是寒流。北印度洋季風洋流（冬季東北風吹逆時針流動，夏季西南風吹順時針流動）

由於穩定的風系作用，大洋表面海水便能產生與此相應的流動。在北半球，繞副熱帶高壓中心而流動的，為一順時針方向的環流，繞副極地低壓(中緯低壓)流動的，為一逆時針方向的環流。在南半球，與副熱帶高壓區相應的環流為逆時針方向。副極地低壓與極地高壓基本上呈帶狀，那裏的海流與緯圈平行，因此，與北半球相對應的那個氣旋式(順時針方向)環流便不存在。

大洋表面環流模式圖使我們對大洋表面環流有一個基本輪廓的認識。但是，由於海、陸的不均勻分佈，風場相對赤道的不對稱性，以及地形的影響等，使實際海流比上述理想模式複雜得多，而且各大洋的情況也不盡相同。 ^[3]