6.3表面洋流與湧昇流

全球海洋表面環流的分布如圖6-4，在北半球大多循順時鐘方向繞行，在南半球則多為逆時鐘方向。與圖4-9的全球風場比較，我們發現兩者的分布極其類似。這是因為表面洋流是受大氣運動吹拂洋面產生的風應力( wind stress )所驅動的風生環流(wind-driven circulation)。在大洋西側由低緯度地區往高緯度地區移動的大多為暖洋流(如，黑潮，大西洋灣流等)，它們將熱帶地區多餘的熱量帶至高緯度地區，調節當地氣候。大洋的東側則多為冷洋流。這可從比較圖6-3及圖 6-4看出來。

大洋東側的冷水區除了受冷洋流影響，大氣風場的風應力在該處也造成湧昇流，使得溫度更低。湧昇流是由較深處的海水往上流至海面的冷海流，多分布在太平洋及大西洋東岸，以及北印度洋西岸。湧昇流將深海的營養鹽帶至海表面，該處的浮游生物也因此較多，形成主要的漁場。風吹在洋面，由於科氏力及摩擦效應，在北半球使表面海水往右移動，在南半球則往左，此為艾克曼效應(圖6-5a)。在岸邊，往右移的海，必須由下層海水往上移補充，因此形成湧昇流(圖6-5b)。因為這個因素，湧昇流區域位於信風(圖4-9)較強的地區。

湧昇流不只發生在岸邊，也發生在大洋東半部的赤道上。如圖4-9所示，東太平洋赤道附四季皆吹東南信風，因此有一向西分量。由於艾克曼效應，北半球表面海水往北移，南半球表面海水往南移，引發下層海水往上補充，形成赤道湧昇流( 圖6-6 )。海表面下，由於對流較旺盛海水充份混合，海水溫度與鹽度的分布相當均勻，此一水層稱為混合層（圖6-7中最上層的海水）。混合層與深海之間的溫差大，形成一溫度變化極為快速的水層，為躍溫層( thermocline；圖6-7 )。如果下層冷海水向上湧昇，則混合層較薄，躍溫層也較淺。由於湧昇流主要發生於東太平洋，因此躍溫層的深度由西太平洋向東逐漸變淺( 圖6-7 )，海面溫度也由西往東遞減( 圖6-3 )。