地球表层系统科学课程作业

xx赤道洋流MGxx介绍太平洋赤道洋流的一个本质特征是横跨太平洋盆地（赤道处有15000公里宽），连接于东西部边界流之间。

虽然在纬度方向上有较大跨度，赤道附近相对较强的洋流有着复杂的垂直结构。

它们在时间尺度上表现出强烈的变化，不管是从天数还是年数来看。

特别是发生厄尔尼诺振动时，太平洋赤道洋流运动会发生很大的变化。

由于地球自转向量的垂直分量在赤道处减小，这些洋流的运动会受到影响。

赤道处相关横向科氏力的消失导致在有风力或斜向压力的时候会引起相对较强的洋流运动。

和内部波浪运动有关的快速变化的洋流称为线性赤道陷波。

有几种不同类型的波，具有丰富的经向和垂直结构，由一种将横向波长、纵向结构、波时段捆绑起来的离散关系支配。

最快的波跨越太平洋只需2-3个月。

离赤道距离越远，纬向传播速度越慢。

这些波最主要的特征是可以传递风的来向和去向信号。

太平洋赤道表层洋流主要是由风力驱动的。

赤道洋流的当地驱动力由表面风应力（相对于热或淡水冲刷）及其变化主导。

变化的风力导致温跃层在垂直方向的变动和随后的动态调整，包括赤道陷波辐射。

流动并不仅仅由当地风强迫驱使，还因为赤道陷波跨过整个盆地带来风迫的信号，类似边界陷波传输赤道与高纬度地区之间有关强度的信号。

赤道环流的一个重要组成部分是在风和浮力（表面热量和淡水冲刷）迫使下运动的。

太平洋赤道洋流的基本空间结构和随时间的变化在这里介绍。

由于系统的环流测量只有在一些相距比较远的地点可用，美国国家海洋和大气管理局及国家环境中心强调空间变化伴随着海洋同化过程，用一个包含大气和海洋数据的海洋环流模型来估计热带太平洋每周的海洋状况。

通过NOAA太平洋海洋环境实验室对赤道附近的一些点的直接环流测量来分析时空变异。

平均流内部流地球自转力引起的纬向流的经向梯度压力是由科氏力（由旋转地球表面的流引起）来平衡，长期主导了太平洋赤道环流的年均经向流。

在表层（上部50米左右），环流（尤其是极地流）直接由最常见的西风漂流驱使，与较强的纬向流叠加。

极地表面流的差异最明显的是在赤道附近，导致深度依赖的梯度压力和强烈的垂直流（称为赤道涌升流）。

表层流随时间规律变化的表层流是由南赤道西向洋流和北赤道流主导。

一股持续的北赤道逆流在5°N和10°N窄带之间向东跨过盆地。

一股更弱的南赤道逆流从西部边界地区向东延伸，但这种洋流只是断断续续地到达太平洋中部和东部。

横跨太平洋盆地区域的三个不同经度位置的南-北向表面流剖面清楚地反应了这些主要纬向流的结构。

北赤道流、北赤道逆流和南赤道流是太平洋中心区域最强的洋流，该区域的信风也最强。

南赤道流和北赤道逆流在西部区域相当弱，相对于东部区域，反映了西太平洋信风的巨大变动。

在中部和东部太平洋，很靠近赤道的区域，南赤道流的速度出现最小值。

比起赤道南部，赤道北部有一股相对狭窄而强烈的南赤道流，尤其在西部表现得特别明显。

南赤道逆流发生在3°但一般消散在日界线以西。

S和10°S之间，经向流要比纬向流弱得多。

平均流在赤道北部有一股向北流的补偿流，赤道南部有一股向南流的补偿流。

在靠近赤道附近三个不同经度位置发生快速地转换，主要是由于从东到西的信风和赤道附近科氏力的变化。

这一变化是由于沿赤道附近表面海水温度较低。

地下结构北赤道逆流的纬向流在离表面50m内通常不作为表层流。

这是由于其向着盛行信风方向相反的方向往东流。

直接由信风驱动的洋流消失在混合层下方（通常是浅于100米），底层流是纬向主导的，除了在东部和西部边界附近。

随时间规律变化的潜流由向东的赤道潜流主导，这是最强的赤道太平洋流，在西经向东的赤道潜流发现于非常强烈的涌升120°和西经140°直接达到了1米每秒的速度。

流，就在西向南赤道流下部。

赤道潜流中心上部的强劲剪切力产生了强烈的垂直混合。

还要注意纬向流的具有强烈经向剪切，不管是在赤道哪一侧，在南赤道流和北赤道逆流之间。

北部和南部更加弱的次表层逆流在赤道潜流中流向极地的侧流下部向东流。

西向的赤道中间流就发现在赤道潜流下面，横跨整个太平洋。

赤道潜流和赤道中间流向东流向上部，倾向于沿着变浅的等密度面向东流。

在赤道，深处赤道交替流发现于赤道中间流的下面。

由风驱动流向极地的经向流大多是指表层以下50米以内范围。

太平洋中部的剖面显示了经向流在赤道两侧基本是对称的，在近表层有很多分支的极地流以及在赤道潜流核心附近的一些汇聚到赤道的洋流。

这种典型的现象在东部和西部不会出现，是由于表面风中横跨赤道的组分，特别是在东部地区。

边界流表面北赤道洋流中的西向流冲击菲律宾海岸，在14°N位置被分裂成向北流的黑潮和沿着西边界向南流的棉兰老洋流。

棉兰老洋流表面速度超过1米每秒，并且可达到300-600米的深度。

上面100米的洋流在棉兰老倒的最南部被分裂开来，其中一个重要部分进入苏拉威西海，剩余大部分翻转流入北赤道逆流，一小部分在棉兰老岛边界重新进入循环。

苏拉威西海中的一部分洋流过境通过望加锡海峡，并最终通过印度尼西亚海域，进入印度洋，而其余的返回到太平洋与北赤道逆流汇合。

棉兰老洋流更深的部分在印度尼西亚直流与太平洋赤道环流之间被分割开，后者与赤道潜流和北部次表面逆流汇合。

南赤道洋流冲击澳大利亚东北海岸以及复杂的岛屿，包括新几内亚。

与北赤道洋流类似，在14°S附近被分割成极地流向和赤道流向的边界流。

流向极地的分支是东澳大利亚洋流，在南向表层流下面的北向支流，如大堡礁潜流，最终成为新几内亚沿岸流和新几内亚沿岸潜流，遵循复杂地形的形态流动，结束于沿新几内亚北部海岸的西向流。

在这个区域，新几内亚沿岸表层流会出现季节性变化，是由于亚洲冬季风的西风。

东太平洋低纬度的边界洋流不如沿西部边界的洋流强，但它们在形成太平洋环流的过程中发挥重要作用。

南美洲西海岸的北向秘鲁寒流最后与南赤道洋流汇合。

赤道以北，北赤道逆流进入巴拿马海湾，并在哥斯达黎加海穹翻转进入北赤道洋流，加入加利福尼亚南向流。

次表层沿着西太平洋边界，新几内亚潜流沿着新几内亚北海岸向西流，最近的为200米，但延伸到至少800米。

温跃层上层海水贡献一小部分给印度尼西亚直流，其余在哈马黑拉涡边界处翻转，形成东向赤道潜流。

新几内亚潜流更深部分横跨赤道，加入微弱的棉兰老潜流，在棉兰老流下面向北二流，将南极中层水带入北太平洋。

在东部，秘鲁-智利的潜流沿厄瓜多尔、秘鲁、智利西海岸流向极地，基本上赤道潜流的扩展部分经过加拉帕戈斯群岛，在厄瓜多尔海岸处汇聚后转变成向南流。

部分水通过涌升流汇入秘鲁寒流和南赤道洋流的西向流。

东向的北部次表面潜流最终的去处并不是很清楚。

变动情况赤道洋流的变化是复杂的，时间和空间尺度上的跨越都比较大。

这种变动主要是由变化的风力引起的，赤道地区风力的变化是由于海洋表面温度变化引起的。

洋流和风力之间的变化联系得非常紧密。

这些相伴而生的变化包括众所周知的厄尔尼诺现象，当然还包括每年周期的变动。

年度周期性变化虽然风力的年度周期性变动在中纬度地区没有赤道附近显著，太平洋信风的变化足够引起上述提到的几种洋流发生明显的变化。

那是由于随着大气的变化，赤道洋流也在动态变化，洋流随着风力变动的关系相当复杂。

图7显示了近表层长时间段的纬向流和经向流的年度周期变化情况，深度在西部、中部和东部太平洋的赤道潜流位置（年度循环量是从每年和半年的直接洋流测量分析得来的）。

纬向流的变化范围要比经向流大一个数量级。

每年的谐波主导了表层流的年度循环，尤其是在季风每年两次跨过赤道的西太平洋地区。

此外，东赤道温跃层中的纬向流和中部赤道温跃层中的经向流反映了强烈的半年变化信号。

纬向表层流强烈的年际变化足以改变赤道洋流的运动方向，尤其是在北半球的春季。

在东部，这种现象几乎每年都发生，而且被错误地描述为赤道潜流的“表层”。

在太平洋中部地区，这种变化情况主要在厄尔尼诺现象期间可以看到，年度变化的表现形式可能和1984至1998年之间的几次厄尔尼诺现象有关。

值得注意的是，年际循环中最大的东西背离正在逐渐推迟，考虑可能纬向风年际循环的向西推移和海洋表面温度有关。

温跃层中赤道潜流的强烈的东向流的年际变化不足以改变洋流的方向（在一年内时间尺度上，但是，洋流可能会发生反转，如下介绍）。

厄尔尼诺/南方xx动赤道纬向流最，强烈的变动和厄尔尼诺事件有关，发生在1986-87，1990-91，1993，1997-98这四个时间段，也和拉妮那事件有关，发生在1984，1988，1996三个时间段。

图8反映了洋流速度和以上两种现象之间的关系，可以发现厄尔尼诺足以改变南赤道洋流西向流的方向，尤其是在西部太平洋赤道地区。

暖水中强烈的东向表层流汇入西赤道太平洋区域，已经和中部、东部赤道太平洋地区温暖的海水表面联系起来。

此外，赤道潜流的东向流在一些事件阶段方向发生反转。

这种赤道潜流的消失第一次被观察到是在1982-83的厄尔尼诺事件中。

赤道附近的洋流系统也受南方涛动影响，同时也和当地的风力及远处的波浪斜压力有关。

北赤道逆流在厄尔尼诺现象早期出现增强情况，南赤道洋流靠近赤道的部分在厄尔尼诺事件期间变弱，在拉妮那事件时变强。

南赤道洋流的年内变动显示了与北赤道逆流的相关性，但也存在更强的变动，比起南方涛动有更长的时间尺度。

高频率洋流变动从几天到几个月的赤道陷波具有很强的能力，且普遍存在。

纬向流的波动由大气季节内的摆动有关。

向东传播的赤道陷波在传递这种变动的过程中扮演一个重要的角色，从西太平洋到东太平洋。

经向流的波动比起纬向流在高频率时有更多的能量。

主导时间长度在20到30天。

纬向流变动的幅度在东部表面最大，到太平洋中部有所变小，在西部则更小。

主要机制是热带波浪的不稳定，来自于之前提到的纬向流的强烈剪切力。

这些波的幅度发生季节性和年内的调整（南方涛动时幅度大，厄尔尼诺事件时幅度小），这种剪切作用受南方涛动年际循环的影响。