 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。 |
本章教材始建於1998/9/14, revised: 2017/2/22
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海水，其溫度與鹽度都呈均勻分佈，這個溫鹽特性均勻的水體就稱為水型(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。當水型與外界海水混合時，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，水型離開源區後即是以水團的型態呈現。
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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。
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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。
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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，南半球為向左），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。
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地轉流(Geostrophic flow)﹕如果有某種原因造成某處海平面相對比較高，那麼在水面下某一水平面上的壓力分佈便不均勻，因此就有水平的壓力梯度力，後者將推動水質點由高壓向低壓方向加速流動﹔但水一流動後科氏力便立即作用並促使流向偏右，最後當科氐力與壓力梯度力抵銷(二者大小相等但方向相反，此時合力為零，稱為地轉平衡，如下圖)，水流即不再加速運動，水流方向與壓力梯度力方向垂直(北半球面隨流向高壓在右)，科氐力與壓力梯度力二者相平衡的這種海流就稱為地轉流。
地轉流。
摘自Stowe, K. (1995) "Exploring
Ocean Science", 2th ed.。 -
湧升流(Upwelling)與沈降流(Down welling)﹕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會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，沿岸地區在沿岸風向適當時也會形成湧升流。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.。
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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，緯度愈高柯氏力偏向作用愈強﹔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。
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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/cm3)分佈情形，黑潮橫斷面亦有相似的構造(見下下圖)。
摘自Stowe, K. (1995) "Exploring Ocean Science", 2th ed.。
臺灣東南端長期平均之黑潮橫斷面(位於鵝鸞鼻以東，見右上小圖中紅線所示)，係根據「科技部海洋學門資料庫」氣候平均海水密度分佈資料所計算，等值線為地轉流北向流速(參考層為1000m，流速等值線單位為m/s)，橫軸為經度，底圖顏色則為海水位密度(單位為kg/m3，與g/cm3單位之換算關係為
1 g/cm3 = 1000 kg/m3)。(引自「臺灣區域海洋學」圖4.34)
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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(請參閱本章尾附註一)，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、灣流等形成的主要物理機制。這個機制可以藉由下面兩張簡圖來作說明。
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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(產生向東的水平壓力梯度力)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、北赤道流流到大洋海盆西界的部份補償流。
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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)，右圖則為赤道流、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。
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西方邊界流在沿大洋海盆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)。
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四、深層海流
表層海流由風所推動，而深層海流則由重力所推動，重的水沿著海底坡度下滑流動，流速甚慢，往往每年僅能流動數十公里。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(順著流向，較重的水會分佈在右方)，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。
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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(Weddell 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σt 密度可增至27.96以上，這麼高密度的海水並無法長久停留在淺海地區，而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、彼此海水相混合時會發生「混合增密」現象(Caballing effect，如下圖)，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。
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NAWD流過赤道後會繼續向南流動，與AACP相遇混合產生一個新的水團─普通水(Common Water, CW)，普通水再隨南極繞極流流動，然後從好望角附近流進印度洋，隨後繞過澳洲與紐西蘭續流入太平洋，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。
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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 psu，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，這些海水隨後流入南大西洋，其流量約為20 SV(1 SV=106 m3/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，此流量為：大約有8.5SV的海水會向西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。太平洋亦有少量的深層水會經由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。此外，有至少0.1SV的水會以水汽型態穿越巴拿馬地峽(Isthmus of Panama)由大西洋回到太平洋(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.。
附註一：傅科擺(Foucault pendulum)是法國物理學家 Léon Foucault所設計並於1851年在巴黎展示用以証明地球自轉運動的裝置。這個裝置主要是一個在任意垂直平面上振盪的高大單擺。單擺擺動的方向會因為地球本身的轉動而改變。這是因為單擺的擺動平面並不受地球轉動影響，會在空間中維持著固定的方向，但位於北半球的觀察者卻因地球自轉的關係反會覺得單擺的擺動平面是循順鐘向的方向在轉動(南半球為反鐘向轉)，傅科擺轉動一圓周所需時間(T)與當地之緯度φ有關，其關係式為T=T0/sinφ，式中T0為地球自轉一周所需的時間(一個平均太陽日，或稱平太陽日)，而由T又可算出緯度φ當地之地球自轉角速度為2π/T。關於傅科擺可參閱wiki Foucault pendulum。
Youtube上介紹傅科擺的影片 (Flat Earth and Foucaults Pendulum)
從傅科擺實驗結果知，若我們將一個原本位於赤道、輪面朝上且並未旋轉(故其角動量為0)的車輪小心移往北極，對置身於地球外的觀察者他將看到這個車輪並不會旋轉，可是對置身於地球上的觀察者卻不然，由於觀察者所處地點會因地球自轉而有角速度，由於未對車輪施加力矩故角動量需守恆(為0)，因此這個車輪便會如傅科擺一樣地呈現順鐘向旋轉(其角速度與當地之地球自轉角速度大小相等但方向加反，二者抵銷)，且轉速會隨緯度增加而遞增。
附註二：藉由海流水平旋轉的角速度(物理海洋學是使用渦度來表示，渦度相當於角速度的兩倍)變化可用以解釋海洋環流所呈現的西方強化現象。一道水柱如果沒有被外力施加力矩，那麼其角動量便會不變，角動量等於轉動慣量乘以角速度，如果水柱的半徑不變(密度不變體積當然也不變)那麼轉動慣量也就不變，但水柱繞垂直軸旋轉的角速度為本身整體旋轉的角速度與當地垂直軸上地球自轉角速度(Ωsinφ，見下圖，根據右手法則由西向東轉角速度為正)之和，越往北流當地垂直軸上地球自轉角速度越大，因此由角動量守恆，水柱本身的角速度就必需減少。
如果對渦度原理有興趣可以繼續往下看，等了解位渦守恆關係式後再找動力海洋學的書看西方強化方面的內容，這樣比較有益於學習。
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