洋流会产生哪些地质作用

1. 哪些地理因素产生洋流

洋流又来称海流，海洋中除源了由引潮力引起的潮汐运动外，海水沿一定途径的大规模流动。引起海流运动的因素主要动力是风，也可以是热盐效应造成的海水密度分布的不均匀性。前者表现为作用于海面的风应力，后者表现为海水中的水平气压强梯度力。加上地转偏向力的作用，便造成海水既有水平流动，又有垂直流动。其中盛行风是风海流的主要动力。由于海岸和海底的阻挡和摩擦作用，海流在近海岸和接近海底处的表现，和在开阔海洋上有很大的差别。

2. 海洋地质作用的潮汐的地质作用

海水在月球和太阳的引潮力作用下所发生的周期性涨落运动称潮汐，与周期性升降同时发生的海水水平运动称潮流。潮汐改变着激浪带的范围，增强或减弱海岸带的海蚀作用。潮流在平坦的粉沙、淤泥质海岸可影响到相当宽的范围。潮流搅动泥、沙，冲刷海滩，刻蚀出细长的潮水沟。在狭窄的海峡和河口段，潮高激增，流速加大。落潮时，潮水奔腾而下，将峡底或河口底的泥沙挖掘起来搬运入海。
洋流的地质作用 海水沿固定途径的大规模流动叫洋流或海流。表层洋流主要由风及海水密度差引起，水层厚度一般不超过100米;深层洋流主要与海水的密度有关。洋流的速度一般不超过0.5～1.5米/秒，且随水深增加而变小，由此构成水深不同流速各异的所谓等深流。洋流的地质作用主要是将浅海的粉沙、粘土等悬浮物质缓慢地搬运到深海沉积。等深流的流速差异和搬运能力差异影响着其搬运物的粒径大小和搬运方式。加上搬运物沉积速率大小不同，以及紊流的出现等，所有这些因素决定着洋流搬运的距离。
浊流的地质作用 浊流是一种含大量悬移质，主要靠自重沿海底斜坡呈片状向下流动的高密度海流。浊流具有极强大的搬运力,流速达3米/秒的浊流能搬运重达30吨的岩块。大陆坡堆积大量饱含水的软泥和松散碎屑物，这些软泥在暴风浪、潮流、海底地震等外界因素的诱发下，易于液化并沿斜坡向下流动。因此，浊流多半起源于大陆架外缘或大河口外缘。浊流沿大陆斜坡向深海平原运动时，刻蚀出狭窄而底深壁陡的深海峡谷。浊流出峡谷到达深海平原时，速度骤降，将大量碎屑物质堆积下来，形成长条形或舌状沉积体或扇形地，叫浊积扇。浊流沉积物由典型的陆源碎屑组成，夹有浅海的生物遗体，具分选性和层理。
海底沉积物 海洋沉积物可分为机械的、化学的和生物的3种类型。整个海洋底都有沉积物,但以大陆架上的沉积物数量大、种类多。大陆架是海洋中最重要的沉积区域。海洋沉积物质主要是由河流、风等带入海洋的碎屑物质，其次是生物遗体、微生物分解物质等有机质成分。此外，沉积物中还有少量的由火山喷发堕入海中的火山灰，以及来自宇宙空间的陨石和宇宙尘粒等。海洋沉积物与海洋沉积环境密切相关。一般按不同海水深度的海洋沉积环境将海洋沉积物分为：滨海带（高潮线与低潮线之间水域）沉积物、浅海带（低潮浅～ 200米深水域）沉积物、半深海（200～ 2500米水域）沉积物和深海（水深大于2500米的水域）沉积物。
①滨海带沉积物。主要是分布在海滩、潮滩地带的机械碎屑，即不同粒度的沙、砾石和生物骨骼、壳体的碎屑等。在干旱气候下的湖中，因蒸发作用可以形成岩盐、石膏和钾盐等化学沉积物;在潮湿气候条件下,□湖可变成滨海沼泽，堆积大量成煤物质。
②浅海带沉积物。浅海带占海洋面积的25%，但这一海域的沉积物却占海洋全部沉积物的90%。浅海沉积物有3类：碎屑沉积物主要是沙质级的,由于波浪随海深的增加而减弱，所以碎屑沉积物的粒径一般是从浅水往深水变小。但是因潮流、洋流，以及海底的起伏和大陆的剥蚀强度等的影响,现代的浅海带的沉积物的粒度,并非都是近岸粗，远岸细。生物沉积主要是生物遗体形成的沙和泥，它们成分主要为碳酸钙质。在热带、亚热带的温暖海洋中，还有以珊瑚骨骼为主，其他生物的骨骼和壳体为辅所构成的生物礁堆积，叫珊瑚礁。化学沉积物主要是来自大陆的铁、锰、铝、硅的氧化物和氢氧化物的胶体，与海水电解质相遇时，絮凝成鲕状或豆状的沉积物。
③半深海带沉积物。通常以陆源泥为主，可有少量化学沉积物和生物沉积物。在浊流和海底地滑发育区，可有来自浅海的粗碎屑物，局部地段可见冰川碎屑和火山碎屑。大陆坡上分布最广的沉积物是形成于还原环境中的蓝色软泥；分布于热带、亚热带海岸大河口外的红色软泥和发育于大陆架与大陆坡接壤地带的绿色软泥。
④深海沉积物。通常以浮游生物遗体为主，而极少陆源物质。沉积速率极为缓慢。深海区生物源沉积物通常为各种生物软泥；包括硅藻软泥和放射虫软泥的硅质软泥；包括有孔虫（又称抱球虫）软泥、翼足类软泥和颗石软泥的钙质软泥。此外，还有深海褐色粘土和少量。

3. 洋流的形成因素有哪些

响洋流形成的因素很多，通常认为，主要是风“玩”的把戏，其次是海水密度不同的作用，而地球的自转、大陆轮廓和岛屿的分布、海底的起伏、季节的变化和江河入海的水量等等，也对洋流的形成与分布产生不小的影响。

4. 洋流的形成因素是什么

经过研究，人们发现，洋流既可以是一支浅而狭窄的水流，仅仅沿着海洋表面流动，也可以是一股深而广阔的洪流，数百万吨海水一齐向前奔流。

影响洋流形成的因素很多，通常认为，主要是风“玩”的把戏，其次是海水密度不同的作用，而地球的自转、大陆轮廓和岛屿的分布、海底的起伏、季节的变化和江河入海的水量等等，也对洋流的形成与分布产生不小的影响。

你想想，如果风总是朝着一个方向吹，那么会怎样呢?盛行风在海洋表面吹过时，风对海面的摩擦力，以及风对波浪迎风面施加的风压，迫使海水顺着风的方向在浩瀚的海洋里作长距离的远征，这样形成的洋流称为风海流。风海流也叫漂流，是洋流系统中规模最大、流程最远的洋流。同时，受地球自转偏向力的影响，表面海水的流动方向则与风向发生偏离，北半球表面洋流的流向偏往风向的右方，而南半球则偏向左方，即北半球向右偏，南半球向左偏。

表面海水的流动，由摩擦力带动了下层海水也发生流动；由于自上而下的层层牵引，深层海水也可以流动。只是流速受摩擦力的影响越来越小。到达某一深度时，流速只有表面流速的4.3％左右。这个深度就是风海流向深层水域影响的下限，称为风海流的摩擦深度，大洋中一般在200～300米深处。例如，表面洋流的流速若是50厘米／秒，这个深度上的流速仅为2厘米／秒。

海洋表面风力越强，风速越大，表面风海流的流速就越大，它所能影响的深度也越大。

由于海水密度在水平方向上分布不均匀而产生的海水流动，称为密度流。

世界上一些著名的洋流，如湾流、黑潮、赤道流等，都是与海洋水密度分布有关的洋流。而大西洋与地中海之间，地中海与黑海之间，分别通过直布罗陀海峡和土耳其海峡的水体交换，更是因盐度差异而形成密度流的典型例子。

海水具有连续性和不可压缩性，一个海区的海水流出，相邻海区的海水就要来补充，这样形成的洋流称为补偿流。补偿流既有水平方向的，也有垂直方向的。例如，在离岸风的长期吹送下，表层海水离开海岸，相邻海区的海水就会流到这个海区，形成水平方向上的补偿流；同时，下层海水也上升到海面，来补偿离岸流去的海水，形成垂直方向上的上升流。上升流在大陆的西海岸比较明显，秘鲁和智利海岸、加利福尼亚海岸、非洲的西南和西北海岸都有分布。洋流在表层流动遇到海岸或岛屿时，不仅在水平方向上发生分流，而且在垂直方向上产生下降流和底层流。补偿流常常配合风海流和密度流，形成大洋表层巨大的环流。

根据洋流的温度，可以分为性质不同的暖流和寒流。洋流的水温比流经海区水温高的称为暖流，水温比流经海区水温低的称为寒流。暖流大多发源于低纬海区，从较低纬度流向较高纬度，一般水温较高，盐度较大，含氧量较低，浮游生物的数量较少，海水透明度较大，水色大多发蓝。寒流大多发源于高纬海区，从较高纬度流向较低纬度，一般水温较低，盐度较小，含氧量较高，浮游生物数量较多，海水透明度较小，水色多呈暗绿色。通常在北半球由南向北流的是暖流，从北向南流的是寒流，南半球则正好相反。

此外，根据海洋的垂直分布状况，还可以分为表层洋流和深层洋流；根据洋流流向流速的变化大小，还可以分为稳定流和非稳定流。一般我们常说的洋流，大多是指稳定流。

5. 海洋的作用有哪些

海洋的地质作用

陆源物质等。有时发育于大陆坡的浊流沉积可延入深海平原海水运动、海水中溶解物质的化学反应和海洋生物对海岸、海底岩石和地形的破坏和建造作用的总称。海洋地质作用包括海蚀作用、搬运作用和沉积作用。海水的运动方式主要是波浪、潮汐、洋流和浊流。这 4种海水运动是海洋地质作用的重要的机械动力。由于海水深度和海底地形的影响，它们在海洋中构成了不同的水动力带。海水较浅的滨海带和大陆架是波浪和潮汐为主的水动力带，在波浪影响不到的大陆坡和深海盆地，是洋流和浊流的水动力带。这 4种机械动力都能产生海蚀作用、搬运作用和沉积作用。机械海蚀作用是海水运动时的水力冲击（也叫冲蚀）和海水挟带的碎屑产生的磨蚀对海岸和海底的破坏作用。海水机械搬运的方式有 3种：①推移，粗大的碎屑沿海底滚动和滑动；②跃移，较粗的碎屑间歇地跳跃式移动；③悬移，细小碎屑悬浮在水中移动。这 3种方式随水动力的强弱和碎屑粒径大小而变化。有时3种方式同时存在，有时推移和跃移并存,或者仅有悬移。当海水机械动力消失时，即发生沉积作用。机械沉积作用遍布海洋各处，但以大陆架和大陆坡上的沉积量最多。 水的化学作用主要是对可溶性岩石的溶解作用（也叫溶蚀），以及海水中溶解物质的化学反应在海底上形成沉积物的作用。
海洋中的生物不仅数量大而且种类多，在不同深度的海水中都有生物繁殖，但以大陆架上的海水中最为繁盛。海洋生物的地质作用主要指生物的遗体在海洋底上的沉积作用。
海洋的3种地质作用中,海蚀作用在滨海地区最显著而强烈，广阔的海洋盆则以沉积作用为主。海洋约占地球表面积的71％，是地球上最大的沉积场所，沉积物的数量大，种类多。现代大陆上大部分地区都有不同地质时期的古海洋沉积物。研究海洋的地质作用，特别是海底沉积物，对了解地球发展史、开发利用海底矿产资源都十分重要。 波浪的地质作用 波浪（也称海浪）是由于风的摩擦，海水有规律的波状起伏运动。波浪的大小与风力强弱、风势久暂和海面开阔程度有关。通常波浪的波长自数十厘米至数百米，波高自数厘米至十余米不等。水质点的波动振幅和与此相关的能量，均随水深增加而衰减。它们在水深为半个波长处已大为减小，因此，通常将半个波长的深度看作是波浪影响的下限。在水深小于半个波长的浅水区，波浪受海底摩擦而变形以至破碎，变为激浪，形成复杂的近岸流系，称激浪流。激浪流的冲击力可达9.80665×104帕至29.41995×104帕。当波浪运动方向与海岸直交时,产生与海岸垂直的进流和退流;当波浪运动方向与海岸斜交时，由于波浪的折射而产生与海岸平行的沿岸流。波浪及其在不同情况下衍生的各种波浪流是浅水区的重要动力。激浪流可直接破坏海岸。当海水渗进岩石裂缝，压缩空气，空气的膨胀力便加剧了岩石崩裂。激浪流携带的碎屑还是磨损岩石的工具。海浪对海岸、海底岩石的上述机械破坏作用叫作冲蚀作用。沙、砾随海浪运动就是海浪的搬运作用。波浪的冲蚀作用与搬运作用常常同时出现。当海浪水动力减小时，被搬运物即沉积。
在波浪冲蚀岩岸时，最先在贴水处形成海蚀凹槽。凹槽扩大，上部崩坍，形成海蚀崖。海岸后退一段距离。随着陡崖后退，海蚀凹槽的底部扩大为向海微倾斜的平台，叫海蚀平台。海面下降或陆地上升，海蚀平台出露海面而呈现的阶梯状地带，称海蚀阶地。海蚀平台在波浪作用下，坡度渐缓，一旦海浪的能量不能冲击海岸而分散消耗在摩擦上，海浪对海岸带海底岩石的破坏力趋于零。这时的海岸带横剖面叫海岸平衡剖面。由于构成海岸的岩石及构造的差异,抗蚀能力 不同,冲蚀作用还可以形成海蚀洞穴、桥、柱等地形。
在平缓的沙岸，海浪主要是以进流和退流或沿岸流对沙、砾进行搬运和沉积。进流沿海滩向陆地前进，进流动力耗尽后，退流在重力作用下沿斜坡向海退去。进流将沙、砾带上岸，部分较粗的停留在海浪到达的终点，部分较细的又随退流向海移动。碎屑在进流、退流往返搬运中，不断地磨圆、分选。海水动力消失时，它们就沿海岸堆积为砾滩、沙滩以及水下沙堤。沿岸携带的碎屑以沙为主，作大致平行海岸的纵向运动。这种纵向运动在水深 4米左右处最为活跃。其速度取决于多种因素，通常随波浪增强和搬运物粒径减小而增大，并当波浪运动方向与海岸以45°的角度相交时最快。沿岸流若遇海湾，流速减低，泥沙在湾口处沉积，形成一端与陆地相连的沙嘴等地形。沙嘴加高伸长，可以形成滨海带的障壁，在内侧形成与外海半隔绝的舄湖。
潮汐的地质作用 海水在月球和太阳的引潮力作用下所发生的周期性涨落运动称潮汐，与周期性升降同时发生的海水水平运动称潮流。潮汐改变着激浪带的范围，增强或减弱海岸带的海蚀作用。潮流在平坦的粉沙、淤泥质海岸可影响到相当宽的范围。潮流搅动泥、沙，冲刷海滩，刻蚀出细长的潮水沟。在狭窄的海峡和河口段，潮高激增，流速加大。落潮时，潮水奔腾而下，将峡底或河口底的泥沙挖掘起来搬运入海。
洋流的地质作用 海水沿固定途径的大规模流动叫洋流或海流。表层洋流主要由风及海水密度差引起，水层厚度一般不超过100米;深层洋流主要与海水的密度有关。洋流的速度一般不超过0.5～1.5米／秒，且随水深增加而变小，由此构成水深不同流速各异的所谓等深流。洋流的地质作用主要是将浅海的粉沙、粘土等悬浮物质缓慢地搬运到深海沉积。等深流的流速差异和搬运能力差异影响着其搬运物的粒径大小和搬运方式。加上搬运物沉积速率大小不同，以及紊流的出现等，所有这些因素决定着洋流搬运的距离。
浊流的地质作用 浊流是一种含大量悬移质，主要靠自重沿海底斜坡呈片状向下流动的高密度海流。浊流具有极强大的搬运力,流速达3米／秒的浊流能搬运重达30吨的岩块。大陆坡堆积大量饱含水的软泥和松散碎屑物，这些软泥在暴风浪、潮流、海底地震等外界因素的诱发下，易于液化并沿斜坡向下流动。因此，浊流多半起源于大陆架外缘或大河口外缘。浊流沿大陆斜坡向深海平原运动时，刻蚀出狭窄而底深壁陡的深海峡谷。浊流出峡谷到达深海平原时，速度骤降，将大量碎屑物质堆积下来，形成长条形或舌状沉积体或扇形地，叫浊积扇。浊流沉积物由典型的陆源碎屑组成，夹有浅海的生物遗体，具分选性和层理。
海底沉积物 海洋沉积物可分为机械的、化学的和生物的3种类型。整个海洋底都有沉积物,但以大陆架上的沉积物数量大、种类多。大陆架是海洋中最重要的沉积区域。海洋沉积物质主要是由河流、风等带入海洋的碎屑物质，其次是生物遗体、微生物分解物质等有机质成分。此外，沉积物中还有少量的由火山喷发堕入海中的火山灰，以及来自宇宙空间的陨石和宇宙尘粒等。海洋沉积物与海洋沉积环境密切相关。一般按不同海水深度的海洋沉积环境将海洋沉积物分为：滨海带（高潮线与低潮线之间水域）沉积物、浅海带（低潮浅～ 200米深水域）沉积物、半深海（200～ 2500米水域）沉积物和深海（水深大于2500米的水域）沉积物。
①滨海带沉积物。主要是分布在海滩、潮滩地带的机械碎屑，即不同粒度的沙、砾石和生物骨骼、壳体的碎屑等。在干旱气候下的□湖中，因蒸发作用可以形成岩盐、石膏和钾盐等化学沉积物;在潮湿气候条件下,□湖可变成滨海沼泽，堆积大量成煤物质。
②浅海带沉积物。浅海带占海洋面积的25％，但这一海域的沉积物却占海洋全部沉积物的90％。浅海沉积物有3类：碎屑沉积物主要是沙质级的,由于波浪随海深的增加而减弱，所以碎屑沉积物的粒径一般是从浅水往深水变小。但是因潮流、洋流，以及海底的起伏和大陆的剥蚀强度等的影响,现代的浅海带的沉积物的粒度,并非都是近岸粗，远岸细。生物沉积主要是生物遗体形成的沙和泥，它们成分主要为碳酸钙质。在热带、亚热带的温暖海洋中，还有以珊瑚骨骼为主，其他生物的骨骼和壳体为辅所构成的生物礁堆积，叫珊瑚礁。化学沉积物主要是来自大陆的铁、锰、铝、硅的氧化物和氢氧化物的胶体，与海水电解质相遇时，絮凝成鲕状或豆状的沉积物。
③半深海带沉积物。通常以陆源泥为主，可有少量化学沉积物和生物沉积物。在浊流和海底地滑发育区，可有来自浅海的粗碎屑物，局部地段可见冰川碎屑和火山碎屑。大陆坡上分布最广的沉积物是形成于还原环境中的蓝色软泥；分布于热带、亚热带海岸大河口外的红色软泥和发育于大陆架与大陆坡接壤地带的绿色软泥。
④深海沉积物。通常以浮游生物遗体为主，而极少陆源物质。沉积速率极为缓慢。深海区生物源沉积物通常为各种生物软泥；包括硅藻软泥和放射虫软泥的硅质软泥；包括有孔虫（又称抱球虫）软泥、翼足类软泥和颗石软泥的钙质软泥。此外，还有深海褐色粘土和少量。
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海洋与大气的交互作用

海洋与大气之间的关系相当密切，因为两者不但都是流体，而且彼此直接接触。

大气对海洋的影响

大气密度和比热较海水小，所以对於海水的影响主要来自风或对流运动。例如长时间沿著岸边流动的风，不但会影响表面海流的方向，也可能引起海水的垂直运动。

空气流动对於海流的影响

图片来源：南一版高中基础球科学

例如右上图中风向在大陆边缘由南向北吹拂，海流会受风和科氏力影响流向外海，沿岸就会形成上升流；反之，风由北向南流动时会引起海流流向陆地方向，在沿岸附近形成下降流。

大气环流也会影响海水表层盐度大小。例如在副热带高压区〈纬度三十度左右〉，由於大气对流以下沉运动为主，空气较为乾燥温暖，海面蒸发量大於降水量的结果，造成盐度较高。

水循环

自然界中，水气经由三态变化，以及蒸发、凝结、降水等过程，不但可以提供陆上的淡水，而且也能平衡地球大气的热量。

海水占地球水圈的绝大部分，海面水分蒸发进入大气，随著大气对流到空中后冷却凝结为云，并可在陆地上产生降水，所以水循环可以视为一个天然的海水淡化过程。此外，水分蒸发时会吸热、凝结时会散热，水气本身是重要的温室气体，而云则是阳光的主要反射体，也就是说水循环过程也会影响大气的热能收支。

水循环

图片来源：南一版高中基础球科学

圣婴现象

圣婴现象是指每隔二～七年，赤道东南太平洋海面异常增温，导致全球气候异常的现象。圣婴现象是大气与海洋交互作用的结果。

通常赤道附近之南太平洋海面主要吹东风，海水不断向西流动，导致东南太平洋出现涌升流，来自下方的海水不但带来丰富的营养盐，也使得海面温度偏低。

圣婴现象发生时，赤道东风减弱、甚至吹起西风，原本的涌升流消失，海面温度升高
海温变化导致大气对流改变，气候也受影响。例如太平洋东岸平时较为乾燥少雨、西岸潮湿多雨，圣婴年则反之，造成东岸洪水成灾、西岸容易出现森林火灾一发不可收拾。

海洋对大气的影响

海洋对於大气的影响除了海流会影响气候以外，海温的高低也会影响大气的湿度和对流。以台湾冬季海流流况来说，南部与东部地区由於黑潮的影响，气温会比中国沿岸流流经的区域来得高。

海温高低也会影响天气现象。例如水温必须达到摄氏廿七度以上的海面，才有机会形成台风。

上述内容分别介绍大气和海洋对於彼此的影响，然而近来我们更重视的主题是两者间的交互作用，以下将分别针对水循环和圣婴现象进行讨论。

6. 洋流是如何形成的

洋流也称海流，是海洋中以水平方向流动着的巨大水体，它具有一定的规律性与稳定性。洋流的形成原因有很多，主要是因为长期定向风的推动。世界各大洋的主要洋流分布与风带有着密切的关系，但洋流流动的方向和风向一致，在北半球向右偏，南半球向左偏。在热带、副热带地区，北半球的洋流基本上是围绕副热带高气压作顺时针方向流动，在南半球作逆时针方向流动。值得一提的是，由于每条洋流始终都是沿着固定的路线流动，因此，在无线电通讯尚未发明以前，航海者和遇难的船员常利用洋流来传递信息。他们将写好的信密封在瓶子或其他容器里，放入海洋中，让洋流把它带来其他地方。

洋流可分为寒流和暖流两种。所谓寒流，简单来说，就是从高纬度流向低纬度的洋流。环南极洋流，是在西风推动下由西向东环绕非洲、南美洲和澳大利亚与南极间的广阔海域流动的洋流，属于寒流。它不会受到大陆的阻碍，随风自由漂流，所以又称西风漂流。这股洋流宽约300～2000公里，表层流速每小时1～2公里，是世界大洋中规模最大的寒流，也是最大的洋流。冷洋（寒流流经区域）在与周围环境进行热量交换时，吸收大量热能，使洋面和它上空的大气失热减湿。例如，北美洲的拉布拉多海岸，由于受拉布拉多寒流的影响，水面一年有9个月都处于冻结状态。寒流经过的区域，大气比较稳定，降水量较小。像秘鲁西海岸、澳大利亚西部和撒哈拉沙漠的西部，就是由于沿岸有寒流经过，导致当地气候干旱少雨，形成沙漠。

而暖流则是从低纬度流向高纬度的洋流。墨西哥湾暖流（简称湾流），是世界上最强大、影响最深远的一支暖流。该暖流在佛罗里达海峡流过时，流速可达每昼夜130～150公里。它宽约150公里，深约800米，表层水温达27℃～28℃，总流量每秒7400～9300万立方米，几乎是全世界河流总流量的60倍！暖流携带的大量热能，使北美东部沿海一带和欧洲西北部的气候显得温暖湿润。如纬度较高的英国、挪威等国港口，能够终年不封冻，甚至使位于北极圈内的摩尔曼斯克港也成为不冻港。再如，对我国东部沿海地区的气候影响重大的“黑潮”，是北太平洋中的一股强大的、较活跃的暖性洋流。它流经东海时，夏季表层水温达到30℃左右，比同纬度相邻的海域高出2℃～6℃，比我国东部同纬度的陆地亦偏高2℃左右。黑潮不仅提到了沿海地区的温度，还为我国的夏季风增添了大量水汽。根据研究资料表明，气温相对低而且气压高的北太平洋海面吹向我国的夏季风，只有经过黑潮的增温加湿，才会给我国东部地区带来充沛的降水和热量，才会使我国东部地区受夏季风影响，并形成夏季高温多雨的气候特点。

洋流之所以会影响气候变化，主要是通过气团活动而发生的间接影响。因为洋流是它上空气团的下垫面，它能使气团下部发生变性，气团运动时便会将这些特征带到它所经过的区域，使气候产生变化。通常来说，只要有暖洋经过，当地的气候就会比同纬度的地方温暖；只要是冷洋流经过的沿岸，气候比同纬度的地方寒冷。这就是洋流带来的气候变化。

正是由于洋流一直在不停地运动，南来北往，川流不息，对高低纬度间海洋热能的输送与交换，对全球的热量平衡起着重要作用，从而帮助调节地球的气候。

7. 各大洋流形成的原因（具体点）

洋流如按成因而分，有因风的摩擦应力而产生吹送流(drift currt)，因海水密度不均而生的密度流(density current)，因海面倾斜而生的倾斜流(slope current)，及因流体的连续性而发生的补偿流(compensation current)。其中以盛行风吹拂的吹送流最为普遍，次为密度差异而生的密度流。洋流如依本身与周围海域之温度差异而分为暖流及寒流。前者为洋流本身比周围海域高温，后者则比周围海域低温者。至於凉流则是从温带流向热热的一种寒流。

海(洋)流随其成因的不同而有不同的性质，以下一一作简述：

1.吹送流：

固定风向的风持续吹过海面，其对海面施加的摩擦力造成海水的流动。
有关吹送流的理论，直至艾克曼（Ekman）考虑流体摩擦力与地球自转偏向力后，才奠定了吹送流的理论。例如：北赤道海流就是东北信风引起的，而北太平洋海流主要是靠西风吹送所致，因此又称为「西风漂流」。

2.密度流：
因温度、盐度及所含悬浮物的不同，海洋内部的海水密度分布得很不均匀，水压的差异会导致海水的流动（就像大气气压的差异会形成风的道理一样）。像是在为陆地所环绕的海湾裏，海水的盐度通常会比较高。地中海表层海水的蒸发量每秒钟约高达10万吨，所以海水盐度高达37%0（仅次於红海的41%0），特别在清冷的冬季，沉重的表层水会下沉至海底，再向西流出直布罗陀海峡，而大西洋盐度较小的海水会从潜流出去的高盐度水上层反向流入地中海，以补充地中海流失的水量。第二次世界大战期间，德国潜艇就曾为了躲避敌方的侦察而关掉马达，再利用上、下两层反向流动的洋流，顺流进出地中海。

因海盐与密度效应产生的温盐环流与全球盐分传递系统。在北大西洋深海所形成的高盐分海水贯越整个大西洋，绕过非洲大陆，经过印度洋，最后北上进入太平洋之深处。这股海水在北太平洋涌升至表面，然后沿著表面寻路回到北大西洋的起始点。

表层环流总体规律：
以中低纬海区的副高为中心的反气旋型大洋环流
以北半球中高纬海区的低压区为中心的气旋型大洋环流
南半球中纬海区的西风漂流
在南极大陆周围形成的绕极环流
北印度洋形成的季风环流

1.反气旋型大洋环流

信风带作用下的信风漂流（南、北赤道暖流）向西流动，遇大陆后，一部分海水因信风切应力南北向速度分量不均和补偿作用而折回，便形成了自西向东的赤道逆流和赤道潜流；另一部分信风漂流向高纬的南北分流，在北太平洋形成黑潮、在南太平洋形成东澳大利亚洋流、在南大西洋形成巴西洋流、在北大西洋形成北大西洋湾流、在南印度洋形成莫桑比克洋流。

西风带作用下的西风漂流向东流动，遇大陆后，向两侧的高纬低纬分流，形成补偿流，向低纬流的洋流有：北太平洋的加利福尼亚洋流、南太平洋的秘鲁洋流、北大西洋的加那利洋流、南大西洋的本格拉洋流、南印度洋的西澳大利亚洋流。

信风漂流、信风漂流遇大陆后向高纬转向的补偿流、西风漂流、西风漂流遇大陆后向低纬转向的补偿流，便构成各大洋副热带海区（仅指大洋的如下海区：北太平洋、南太平洋、北大西洋、南大西洋、南印度洋)的反气旋型大洋环流。

2.气旋型大洋环流

由西风漂流、西风漂流遇到陆地后向北分支形成的补偿流、极地东风带形成的中高纬大洋西岸的洋流组成北半球中高纬海区的气旋型大洋环流。

该环流在北太平洋上有：北太平洋暖流、阿拉斯加洋流、千岛寒流；在北大西洋上有：北大西洋暖流、挪威暖流、东格陵兰寒流。

3.北印度洋季风漂流
北印度洋受南亚季风的影响，冬半年盛行东北季风，形成东北季风漂流，夏半年盛行西南季风，形成西南季风漂流。

4.南极绕极环流

在极地东风带的吹拂下形成环绕南极洲大陆一周的南极绕极环流，再往低纬方向为环绕南极大陆一周的西风漂流，因本海区自然特征比较一致，有些学者把南极外围海区称为南极洋，另一部分学者认为大洋应有其对应的大洋中脊而不承认南极洋这一称谓。

8. 洋流形成的主要原因是什么

洋流的成因主要有：大气运动和行星风系、密度差异、流体的连续性形成的补偿内作用、陆地的形状容和地球自转产生的地转偏向力.其中,盛行风是形成洋流的主要动力,但是,在地转偏向力的作用下,风海流的流向并不与风向完全一致.