參考書﹕物理海洋學導論（范光龍譯）﹕第七章。 Keith Stowe (1996): Exploring Ocean Science, 2nd Edition, 第八章。

按照驅動力來分，海洋環流可分為兩大類，即溫鹽環流 (Thermohaline circulation)以及風生海流(Wind-driven circulation)。 前者由於海水密度不均勻分佈所引起，後者則係受風吹所引起。表層環流因 觀測資料多故其行為與型態較為人知，深層環流則 觀測甚少，多依靠間接証據─例如水團特性等，以及少數直接觀測，推論其狀態。

一、水團

海洋學研究海水特性時常將某點各不同深度之海水溫、鹽資料一併繪在一張T - S圖 （橫軸為鹽度，縱軸為溫度）上，藉著溫鹽點之散佈情形可以幫助我們研判這些水 體源自何處。如果許多溫鹽值大致均叢集於一處（最理想情況下係匯聚於一點）， 那麼這種分佈之意義就代表水柱中有相當厚的一層，其溫度與鹽度都呈均勻分佈 的海水，這個水體就稱為水型(Water Type)。我們可以想見﹕「水型能夠生成」所 隱含的意義是自然界中會有一些有時比較孤立水域，當某種特殊環境狀況在此能夠維持 比較久的時間時，這片水域的海水經過不斷的混合後，於是便會形成溫、鹽值均勻一致 的水體。當水型離開源區後，不免將與外界的海水（其它水型或是混合物）再發生混合 作用。在二不同水型相互混合時，各不同階段混合水之溫鹽值在T-S圖上之分佈均為 一直線。海洋學上將T-S分佈為直線者稱之為「水團」(Water Mass)。 換言之，水型多僅存於源區，離開源區後之水型即是水團。

一張典型的海水溫鹽分佈圖。 摘自Keith Stowe (1987) "Essentials of Ocean Science"。

根據大西洋三站溫鹽垂直 分佈之測值所繪的海水溫 鹽分佈圖。 摘自Keith Stowe (1987) "Essentials of Ocean Science"。

二、海流運動時所受之驅動力

表面海水可被風推動，深層海水則可受重力推動（下坡運動）。海水一旦流動後， 將受固體邊界、科氏力以及壓力梯度力等之控制。

• 科氏力﹕地面上的物體隨地球旋轉，如物體相對於地面能保持靜止不動， 表示物體之切線速度係與地表一致。地表之切線速度隨緯度而遞減，故物體向 北運動時其原有之切線速度大於新抵地點者，因此運動時將向東偏。反之則向 西偏。物體向東運動時，其切線速度亦大於當地所有值，其平衡位置應在南方， 故物體將向南偏。反之則往北偏。綜合而言，在北半球，因地球自西向東旋轉 之故，物體運動時將感受一股向右的偏向力，此力稱為科氏力(Coriolis force)， 係旋轉系統下特有之假想力。

• 厄克曼螺旋(Ekman Spiral)﹕當風吹掠洋面時，風對海面就施加了一股順風 向的拖曳力（風應力，Wind stress），將造成表層海水流動，海水流動時又產生科氏 力，因此流向會偏向風向之右側。上層水流動時又會拖曳下方流體運動，而下層流向 又再稍偏右。如此一層牽引一層，水流流向由水面向下呈現螺線型態之旋轉構造，此 種構造即稱為厄克曼螺旋。當流況達到平衡狀態時，此時風應力係與科氏力相平衡， 即二力大小相等但方向相反，如此則表示海面下各層海流平均（或總流量）係流往風 向之右側（北半球），這個現象稱為厄克曼效應，而此流量則稱為厄克曼搬運。

  海洋上層在風力作用下水流速度 之垂直分佈會發展出呈現螺線狀 的構造。 摘自Stowe, K. (1995) "Exploring Ocean Science", 2th ed.。

• 壓力梯度力(Pressure gradient force)﹕當你站在水中同時水位又漫過頸部， 這時你呼吸需要特別用力，因為總覺得有一股外力正在全面壓迫肺部，這就是壓力梯 度力。流體也和你的肺一樣，如果流體質點處身於壓力分佈不均勻之處，那麼流體質 點便會感受到同樣的這種壓力梯度力，這股力的作用方向為由高壓指向低壓，其大小 則與壓力梯度呈正比，所以稱為壓力梯度力。這個作用力也可以推動水流運動。相鄰 的水柱如果密度的垂直構造不一樣，那麼水柱的重量不同也會產生壓力梯度力。

• 地轉流(Geostrophic flow)﹕如果有某種原因造成某處海面比較高，那麼在水 面下某一水平面上的壓力分佈便不會均勻，因此就有壓力梯度力，將推動水質點由高 壓流往低壓﹔水一流動科氏力便立即作用而促使流向偏右，最後形成水流方向係與壓 力梯度力方向垂直，面隨流向高壓在右（北半球），此即地轉流。

  地轉流。 摘自Stowe, K. (1995) "Exploring Ocean Science", 2th ed.。

• 湧升流(Upwelling)與沈降流(Downwelling)﹕經由厄克曼效應可以促成海面 抬升或下降。例如氣旋型風場所造成之厄克曼搬運均為離心方向，因此氣旋中心處 水位較低同時必需要有下層海水流向上層來補充，這就是湧升流。同理，沿岸地區 在適當之沿岸風向時也會形成湧升流。湧升流之反義字即為沈降流。

湧升流(上左)與沈降流(上右)，以及北半球沿岸地區受到風力作用所產生的湧升流與 沈降流。摘自Stowe, K. (1995) "Exploring Ocean Science", 2th ed.。

南半球沿岸地區受到風力作用所產生的湧升流(左，圖A)與沈降流(右，圖B)。 摘自Thurman, H. V. (1993) "Essentials of Oceanography", 4th ed.。

赤道海域的湧升流。摘自 Thurman, H. V. (1993) "Essentials of Oceanography", 4th ed.。

三、海洋上層之大尺度海流

假設有一個理想的海洋，低緯度吹東風，中緯度為西風，高緯度為極地東風。 由於厄克曼效應，我們預期赤道附近水位會降低，有湧升流﹔中、低緯度間為沈 降流，水位堆積隆起﹔高緯度地區則為湧升流，低水位。如此就構成了大洋的主 要環流系統。但由於柯氏力所造成的偏向作用在赤道附近最小，緯度愈高作用愈 強﹔另外在中緯度西風帶與低緯度東風帶之間的大洋裡，厄克曼效應所造成之水 位堆積生成反氣旋型（北半球為順鐘向）環流，因此位於環流北側之東流水向南 偏向較多，而位於南側低緯度區之西流水則向北偏向較少﹔整體平均後即可得出 大洋反氣旋環流區內之平均水流將偏向赤道地區流動。

在一個理想的海洋中，海洋風系 以及風生海流的分佈情形。 摘自Stowe, K. (1995) "Exploring Ocean Science", 2th ed.。

如上圖所示，大洋反氣旋環流區內那些流向低緯度地區之海水又會再隨著西向海 流（北赤道洋流或南赤道洋流）向著大洋西邊匯集，最後在海洋西側陸棚邊緣 匯集形成強勁的、流向高緯度地區的西方邊界流（黑潮或灣流均屬之），這個現 象亦稱為西方強化，是物理海洋學中關於海洋環流理論的重要部份。

在北半球，海流運動因感應到科氏力的作用，表層海水會傾向向右側堆積。 上左圖為運動剛開始時，上右圖則為達到地轉平衡後。下圖為灣流橫斷面(由 位於圖左側之鱈魚角-Cape Cod至圖右側之百慕達-Bermuda)上的海水密度(σ-θ， 圖中之數字如27表示1.027 g/cm^3)分佈情形，黑潮橫斷面亦有相似的構造。
摘自Stowe, K. (1995) "Exploring Ocean Science", 2th ed.。

在一個理想海洋中，風生海流 理論上應有的環流型態。 摘自 Stowe, K. (1995) "Exploring Ocean Science", 2th ed.。

海洋中大尺度海流運動對水平旋轉的轉速非常敏感，海水總是傾向維持本身固有的水平旋轉 轉速（其中也包含了地球的轉速），可是地球的水平旋轉轉速卻會隨緯度而變， 在北半球愈往北走地球水平旋轉轉速愈大（到了北極便和地軸轉速一致），因此 當海水向西匯流成北上的西方邊界流後，為了克服地球水平轉速向北增加的效應 同時繼續保持固定的總轉速，因此西方邊界流必需變成反向旋轉（西側流速增快 ），愈往北走反向旋轉轉速就愈快，造成海流集中流速增快，這就是黑潮、灣流 等形成的物理機制。這個機制可以藉由下面兩張簡圖來作說明。

(一)將一個原本位於赤道、輪面朝上且並未旋轉的車輪，小心地托著底座將其移往 北極，對一個置身於地球外的觀察者，這個車輪不論移往何處應當仍然保持不旋轉，可 是對置身於地球上的觀察者而言，由於地球自轉之故，此觀察者將感覺到這個車輪 會呈順鐘向旋轉，其轉速為每24小時一圈。因此，海水不論向北或向南流動時， 其旋轉狀態都將會發生改變，向北將增強而向南則減弱其順鐘向旋轉的狀態。 摘自Stowe, K. (1995) "Exploring Ocean Science", 2th ed.。

(二)當一團原本並末轉動的海水(棕色部份)向北移動時，由於上圖所示之效應， 這團海水相對於地球應逐漸呈現順鐘向旋轉，其左側部份因旋轉所產生之流速 與整體運動方向相同，右側則相反，故愈往北移其左側流速將愈快，這就是 造成西方強化現象主要的原因。 摘自Stowe, K. (1995) "Exploring Ocean Science", 2th ed.。

赤道反流(Equatorial countercurrents)、赤道潛流(Equatorial undercurrents)﹕ 貿易風(Trade WInds)在氣象赤道南北兩側風力較強，但在赤道上由於氣 流輻合、上升，風力微弱，稱為赤道無風帶(Doldrums)。因此西向之 赤道流在氣象赤道南北最強，而沿著氣象赤道則流速較弱同時海面為輻散。貿易 東風會造成水位在大洋西側抬昇（因陸地阻擋），形成西高東低的水位分佈（每 一千公里約差四公分，大西洋東西兩側相差約十五公分）。這種水位分佈便會 推動一部份海水沿著氣象赤道由西向東下坡流動，這就是赤道反流。此外，另 一部份海水會在表層以下以潛流方式向東流動，這便是赤道潛流。太平洋中之 赤道潛流又稱為克倫威爾海流(Cromwell current)，是1952年才發現的。這海 流厚約200公尺，寬約300公里，最大流速高達三節以上，軸心位置約在海面 下100公尺，流量很大，係南北赤道流流到西界的部份補償流。

貿易風向西吹掠熱帶海洋海面，造成西高東低的海面坡度，因此在赤道上形成 下坡流動的赤道反流以及赤道潛流(左圖)，赤道流、赤道反流 以及赤道潛流之立體示意圖。
摘自Stowe, K. (1995) "Exploring Ocean Science", 2th ed.。

太平洋流系、大西洋流系、印度洋流系。

三大洋中主要的環流系統示意圖。 摘自Stowe, K. (1995) "Exploring Ocean Science", 2th ed.。

西方邊界流在沿海洋西岸陸棚北上時往往會發生蛇行現象(Meandering)，當蛇行 蜿蜒擺盪的振幅過大時，往往便會將西方邊界流近岸一側的冷水捲入外海側的暖 水域中，或是暖水突入近岸之冷水域中，因此分別形成反鐘向旋轉的冷水環(Cold Ring) 或是順鐘向旋轉的暖水環(Warm Ring)，也有人將水環稱為渦旋(Eddy)。

左圖為NOAA衛星遙測之美國東岸外海灣流流域海面溫度分佈圖。

將上圖中灣流的位置標識出來便可以比較容易看出水環形成的過程(見左圖)。 (以上二圖均摘自Thurman, H. V. (1993) "Essentials of Oceanography", 4th ed.。)

沿著灣流流軸上具有許多蛇行狀的蜿蜒構造，這些構造在跨越流軸方向上之擺 盪振幅愈往北越大(見左圖)。 摘自Stowe, K. (1995) "Exploring Ocean Science", 2th ed.。

擺盪振幅過大時便會產生水環或是渦旋。水環形成過程可以藉著左側的示 意圖來說明。 摘自Stowe, K. (1995) "Exploring Ocean Science", 2th ed.。

四、深層海流

表層海流由風所推動，深層海流則由重力所推動，重的水沿坡度下滑流動， 流速甚慢，往往每年僅數十公里。深層海流流速雖慢，但流量卻不小，對海洋 之整體循環非常重要。深層海流流速慢，因此地轉偏向效應對深層海流很重 要，在北半球重的海水會沿流向的右側堆高（即順著流向重水在右），深層海 流也會形成西方邊界流，但其流向則與表層海流方向相反。除了在隘口、谷道等 地區外，一般而言深層海流流速甚小頗難直接量測，因此多係根據水團特性 來研判其流動狀況。

深層海流流速較慢，因此非常趨近於地轉流，如圖所示，在北半球重的海水 會向著流向的右側沿著海盆邊緣堆高。 摘自Stowe, K. (1995) "Exploring Ocean Science", 2th ed.。

北大西洋之海底地貌以及北大西洋深層水(Atlantic Deep Water)之流徑(圖上箭頭 所示)。 摘自Thurman, H. V. (1993) "Essentials of Oceanography", 4th ed.。

海洋中的底層海水(Bottom Water)係源自於極區海域。底層水的最重要來源 是南極的威德海(Weddel Sea)以及羅斯海(Ross Sea)水域。這兒的海水乃南 極繞極水(Antarctic Circumpolar Water, AACP)以及附近大陸棚海水之混合體。 冬季時，由於冷卻以及結冰作用，此處海水σ_t 密度可增至27.96以上， 這麼高密度的海水無法長久停留在淺海地區，會沿著陸棚邊緣下沈直至深海海底， 隨後再向北、向東擴展，這便是南極底層水(Antarctic Bottom Water, AABW)。 此外，北極海區冬季時亦理應生成類似的底層水，可是由於北極海為陸塊以及 海檻所圍繞，所生成之底層水無法流出。不過，幾條主要的表層海流均 在格陵蘭南方水域匯集，這種匯集是必將迫使海水下沈。另方面，當這些海 流匯集海水相混合時會發生「混合增密」現象(Caballing effect)，混合水 密度增大更易下沈。這股水團稱為北大西洋深層水(North Atlantic Deep Water, NADW)，由北往南流，水量很大。

將兩種不同溫、鹽值但密度相近的海水充份混合後，混合水之溫、鹽值將為二 者之平均但密度則會增大，此現象稱為混合增密作用，是海水一種很 有趣的物理特性。如圖有A、B兩種性質不同的海水，將A與B以1:3之比例混合後， 混合水之密度將比原先增大。 摘自Thurman, H. V. (1993) "Essentials of Oceanography", 4th ed.。

NAWD流過赤道後繼續向南流，與AACP相混合產 生一個新的水團─普通水(Common Water, CW)，普通水隨南極繞極流流動，然後 從好望角附近流進印度洋，繞過澳洲與紐西蘭後流入太平洋，構成這兩大洋 深層與底層水的主體。以上這四種水團─AABW, AACP, NADW以及CW是各大洋中 停留在最深層以及水量最大的深層水團。

沿大西洋南北縱斷面上幾種水團 之分佈情形。 摘自Stowe, K. (1995) "Exploring Ocean Science", 2th ed.。

沿東太平洋南北縱斷面上幾種水團 之分佈情形。 摘自Stowe, K. (1995) "Exploring Ocean Science", 2th ed.。

在南極大陸外圍由西向東流動的是由西風所驅動的南極繞極流，而在南極繞極流 之北界則為南極輻合帶。南極繞極流與南大西洋表層海水在南極輻合帶相遇，雙 方混合後便生成南極中層水(Antarctic Intermediate Water, AAIW)。南極中層 水厚度約500公尺，中心在800 ∼ 1000公尺深處，水溫 2 ∼ 3°C， 鹽度34.2，係由40°S向北延伸，在大西洋AAIW甚至可越過赤道，在其它 二洋則在赤道以南即被擋住。北太平洋之中層水則是由西北太平洋高緯度海域之 表層與次層海水經垂直混合所生成的。此外，大西洋中尚有由地中海經直布羅陀 海峽流出的高鹽份海水─地中海水團(Mediterranean Water)，是早期研究大西洋 中層海流系統的重要參考指標。

全球溫鹽環流分佈圖。深海中氧氣之主要供應者是北大西洋深層水 (NADW)。NADW是由挪威海下沈的海水以及由巴芬灣(Baffin Bay) 和由地中海流出的海水所共同組成的，這些海水然後流入南大西洋，其流量約為 20 SV(1 SV=10^6 m^3/sec)。這些南流的深層海水在南極附近又再被冷 卻，然後再流入印度洋以及太平洋的各個深海盆內。隨後這些深層海水又在廣 大的海域內經由湧升效應再重返海洋表層。北太平洋在低緯地區則有較暖、較低 鹽的表層海流會將多出的水量送回大西洋，大約有8.5SV的海水穿越亞澳 地中海進入印度洋(稱為Indonesia Through Flow)，然後其流量逐漸增加，抵北大 西洋時此流之流量已增為18.5 SV。太平洋有少量的水會經由Drake Passage進入大西洋，另外有1.5 SV會經由白令海峽(Bering Strait)進入大西洋，至少有0.1SV的水 會以水汽型態穿越巴拿馬地峽(Isthmus of Panama)由大西洋進入太平洋。
(After Gordon, 1986) 摘自Thurman, H. V. (1993) "Essentials of Oceanography", 4th ed.。

根據Henry Stommel (1958)深層環流概念模式(Conceptual Model)以及實測資 料所估算出的全球海洋深層環流系統分佈情形。
摘自Thurman, H. V. (1993) "Essentials of Oceanography", 4th ed.。