世界大洋表层的环流模式
5。5世界大洋环流和水团分布
正如本章开头所述，整个世界大洋都存在海流，并且其时空变化是连续的，通过它们把世界大洋有机地联系在一起。那么世界大洋环流是怎样产生？其基本特征又是怎样？以下将简要加以介绍。
5。5。1风生大洋环流
继埃克曼漂流理论之后，许多学者根据大洋上的实际风场特征，同时考虑到科氏力随纬度的变化这一事实以及大洋岸边的摩擦作用，模拟不同大洋形状，进行了各种实验，对整个世界大洋环流进行了研究。
早在1948年，斯托梅尔(H。Stommel)就根据海面上风应力并考虑到铅直湍切应力及科氏力等的平衡关系进行了研究。试验中，他假定大洋为等深的矩形，位于赤道一侧，风应力随纬度而变化...全部
5。5世界大洋环流和水团分布
正如本章开头所述，整个世界大洋都存在海流，并且其时空变化是连续的，通过它们把世界大洋有机地联系在一起。那么世界大洋环流是怎样产生？其基本特征又是怎样？以下将简要加以介绍。
5。5。1风生大洋环流
继埃克曼漂流理论之后，许多学者根据大洋上的实际风场特征，同时考虑到科氏力随纬度的变化这一事实以及大洋岸边的摩擦作用，模拟不同大洋形状，进行了各种实验，对整个世界大洋环流进行了研究。
早在1948年，斯托梅尔(H。Stommel)就根据海面上风应力并考虑到铅直湍切应力及科氏力等的平衡关系进行了研究。试验中，他假定大洋为等深的矩形，位于赤道一侧，风应力随纬度而变化，分别计算了三种不同平衡条件下的流场：(1)当科氏力为零时，即只考虑风应力与湍切应力平衡时的海流情形；(2)当科氏力为常数时的情况与(1)相似，即流线都是对称的；(3)考虑科氏力随纬度变化时，所得的流线型与大洋流场一个主要特征十分相似，即在大洋西岸流线密集、流速大；而大洋东岸，流线稀疏、流速小。
这种现象被称为洋流西向强化。
原因。北太平洋的黑潮，北大西洋的湾流以及印度洋的莫三比克海流均体现了这种西向强化的明显特征，即流幅窄、流速加快。
后来蒙克(W。H。Munk)等人又考虑了均质大洋边界侧向摩擦力的作用，视北太平洋为三角形大洋，获得了流线分布。
它与北太平洋实测海流矢量流线图颇为相似，也指出了大洋环流的纬向分布与海面上平均风场的纬向分布相应。
5。5。2热盐环流
由风驱动形成的风生环流，主要表现在大洋的上层。由温、盐变化引起的环流常被称为热盐环流。
相对而言，它在大洋中下层占主导地位。热盐环流相对风生环流而言其流动是缓慢的，但它是形成大洋的中下层温、盐分布特征及海洋层化结构的主要原因。可以说它具有全球大洋的空间尺度。
描述热盐环流的一种较为简单的模型是，把南北洋盆视为一套叠置在一起的“锅”，每个“锅”与等密度面(严格说是等位密面)一一对应。
极地的高密冷水沿等密面下沉最深，中纬度的海水只能下沉到中等深度。当然实际海洋中的情况要复杂得多。
根据等密面上的温盐结构分析，可以确定由热盐作用引起的海水运动情况。由于大洋深处海水的温盐等特性取决于其源地的特性及其在运动过程中与周围海水混合的情况，因此可以追踪其源地的主要特性的分布与趋向，借以推断环流的运动与分布情况。
这种方法称为核心层分析法。
典型的例子是分析横贯大西洋的地中海溢流的分布情况。由于地中海水的高盐(接近38。0)，尽管温度较高(接近13。0℃)，但仍具有较高的密度。温暖而高盐的地中海水跨过直布罗陀海槛溢入大西洋之后开始下沉，在下沉过程中与东北大西洋相对低温低盐而密度仍然较小的海水发生混合，大致在1100m的深度上混合水所受的重力和浮力平衡。
此后，该高盐“核心”继续在北大西洋扩展散布。
根据海水性质的分析，世界大洋深处的海水主要是由表层海水下沉而形成的，其主要源地是北大西洋的格陵兰海、挪威海和南极大陆边缘的威德尔海等。以往人们认为由热盐作用所形成的大洋深处环流的速度是很小的(每天几毫米)，但近年来观测表明，并非所有深层环流速度都很缓慢。
G。乌斯特(Wüst)于1935年根据大西洋深处溶解氧含量的分布与地转流的计算指出，沿大洋西边较狭窄的地带内，在南半球存在着一支沿洋底向北运动速度较快的流动，在北半球则有沿西边在底层水之上向南的运动，后来中性浮子的观测证实了这一结论。
斯托梅尔提出了大洋热盐环流的一种模式，他认为由于海水体积的守恒性，高纬下沉的海水必然引起大洋内存在海水的上升运动。除了以后要提及的南极海面辐散带以外，他根据大洋主温跃层实际上是稳定的这一事实，提出了海水下沉是局部的，但上升运动遍及整个中低纬度海区。
理由是低纬海区每年有净的热量收入，如果没有下面的冷水上升的补偿，则主温跃层会增深。
K。威尔特奇(1961)从数值上讨论了一种经向热盐环流，考虑海洋上层与表层的向极流，高纬海区高密水下沉，在深层向赤道方向散布，以及海水通过主温跃层上升，通过海洋上层热平衡的研究，推断上升的速度为(1～5)×10-7m/s。
假设水的输送率平均为45×106m3/s，则海洋热盐环流的总周期约为1000年左右，北大西洋约为500年，而北太平洋为2000年以上。
5。5。3世界大洋环流和水团分布
一、世界大洋上层主要水平环流
世界大洋上层环流的总特征可以用风生环流理论加以解释。
太平洋与大西洋的环流型有相似之处：在南北半球都存在一个与副热带高压对应的巨大反气旋式大环流(北半球为顺时针方向，南半球为逆时针方向)；在它们之间为赤道逆流；两大洋北半球的西边界流(在大西洋称为湾流，在太平洋称为黑潮)都非常强大，而南半球的西边界流(巴西海流与东澳海流)则较弱；北太平洋与北大西洋沿洋盆西侧都有来自北方的寒流；在主涡旋北部有一小型气旋式环流。
各大洋环流型的差别是由它们的几何形状不同造成的。印度洋南部的环流型，在总的特征上与南太平洋和南大西洋的环流型相似，而北部则为季风型环流，冬夏两半年环流方向相反。在南半球的高纬海区，与西风带相对应为一支强大的自西向东绕极流。
另外在靠近南极大陆沿岸尚存在一支自东向西的绕极风生流。
(一)赤道流系
与两半球信风带对应的分别为西向的南赤道流与北赤道流，亦称信风流。这是两支比较稳定的由信风引起的风生漂流，它们都是南北半球巨大气旋式环流的一个组成部分。
在南北信风流之间与赤道无风带相对应是一支向东运动的赤道逆流，流幅约300～500km。由于赤道无风带的平均位置在3°～10°N之间，因此南北赤道流也与赤道不对称。夏季(8月)，北赤道流约在10°N与20°～25°N之间，南赤道流约在3°N与20°S之间。
冬季则稍偏南。
赤道流自东向西逐渐加强。在洋盆边缘不论赤道逆流或信风流都变得更为复杂。赤道流系主要局限在表面以下到100～300m的上层，平均流速为0。25～0。75m/s。在其下部有强大的温跃层存在，跃层以上是充分混合的温暖高盐的表层水，溶解氧含量高，而营养盐含量却很低，浮游生物不易繁殖，从而具有海水透明度大，水色高的特点。
总之赤道流是一支高温、高盐、高水色及透明度大为特征的流系。
印度洋的赤道流系主要受季风控制。在赤道区域的风向以经线方向为主，并随季节而变化。11月至翌年3月盛行东北季风，5～9月盛行西南季风。
5°S以南，终年有一股南赤道流，赤道逆流终年存在于赤道以南。北赤道流从11月到翌年3月盛行东北季风时向西流动，其他时间受西南季风影响而向东流动，可与赤道逆流汇合在一起而难以分辨。
赤道逆流区有充沛的降水，因此相对赤道流区而言具有高温、低盐的特征。
它与北赤道流之间存在着海水的辐散上升运动，把低温而高营养盐的海水向上输送，致使水质肥沃，有利于浮游生物生长，因而水色和透明度也相对降低。
太平洋在南赤道流区(赤道下方的温跃层内，有一支与赤道流方向相反自西向东的流动，称为赤道潜流或克伦威尔流)。
它一般成带状分布，厚约200m，宽约300km，最大流速高达1。5m/s。流轴常与温跃层一致，在大洋东部位于50m或更浅的深度内，在大洋西部约在200m或更大的深度上。赤道潜流的产生显然不是由风直接引起的，关于其形成、维持机制有许多观点，其中，有的认为它是由于南赤道流使表层海水在大洋西岸堆积，使海面自西向东下倾，从而产生向东的压强梯度力所致。
由于赤道两侧科氏力的方向相反，故使向东流动的潜流集中在赤道两侧。这种潜流在大西洋、印度洋都已相继发现。
(二)上层西边界流、湾流和黑潮
上层西边界流是指大洋西侧沿大陆坡从低纬向高纬的流，包括太平洋的黑潮与东澳流，大西洋的湾流与巴西流以及印度洋的莫桑比克流等。
它们都是北、南半球主要反气旋式环流的一部分，也是北、南赤道流的延续。因此，与近岸海水相比，具有赤道流的高温、高盐、高水色和透明度大等特征。
由于湾流和黑潮有许多相似之处，以及它们在北半球的重要作用，长期以来许多学者对其进行了大量的研究工作，发表了大量论著，在此仅作简要介绍。
湾流如果把湾流视为反气旋式环流的一部分，那么如何确定它的头尾就是一个难题了。人们通常把由北赤道流和南赤道流跨过赤道的部分组成的、沿南美北岸的流动称为圭亚那流和小安的列斯流，经尤卡坦海峡进入墨西哥湾以后称为佛罗里达流，佛罗里达流经佛罗里达海峡进入大西洋后与安的列斯流汇合处视为湾流的起点。
此后它沿北美陆坡北上，约经1200km，到哈特拉斯角(35°N附近)又离岸向东，直到45°W附近的格兰德滩以南，海流都保持在比较狭窄的水带内，行程约2500km，此段称为湾流(也有人认为湾流起点为哈特拉斯角)。
然后转向东北，横越大西洋，称为北大西洋流。佛罗里达流、湾流和北大西洋流合称为湾流流系。
湾流在海面上的宽度为100～150km，表层最大流速可达2。5m/s，最大流速偏于流轴左方，沿途流量不断增大，影响深度可达海底；湾流两侧有自北向南的逆流存在。
湾流方向的左侧是高密的冷海水，右侧为低密而温暖的海水，其水平温度梯度高达10℃/20km。等密线的倾斜渗达2000m以下，说明在该深度内地转流性质仍明显存在。观测表明在湾流的前进途中，绝大部分区域一直渗达海底。
湾流的运动事实上处于地转平衡占优势状态。
湾流离开哈特拉斯角后，流幅稍有变宽，且常出现弯曲现象，并逐渐发展，当流轴弯曲足够大时，往往与主流分离，在南侧形成气旋式冷涡，在北侧则形成反气旋式暖涡。
其空间尺度特征为数百千米。这些涡有时可能存在几年。涡形成之后沿湾流相反方向移动，有人曾跟踪过一个涡，经过22个月之后，似乎又并入湾流中去了。
黑潮与湾流相似，黑潮是北太平洋的一支西边界流，它是北太平洋赤道流的延续，因此仍存在着北赤道流的水文特征。
在洋盆西侧，北赤道流的一支向南汇入赤道逆流，一支沿菲律宾群岛东侧北上，主流从台湾东侧经台湾和与那国岛之间的水道进入东海，沿陆坡向东北方向流动。到九洲西南方又有一部分向北称为对马暖流，经对马海峡进入日本海。
在进入对马海峡之前，在济州岛南部，也有一部分进入黄海，称为黄海暖流，它具有风生补偿流的特征。黑潮主干经吐噶喇海峡，进入太平洋，然后沿日本列岛流向东北，在35°N附近分为两支：主干转向东流直到160°E，称为黑潮延续体；一支在40°N附近与来自高纬的亲潮汇合一起转向东流汇于黑潮延续体，一起横过太平洋。
斯维尔德鲁普把从台湾南端开始到日本太平洋沿岸35°N附近的这一段流动称为黑潮，从35°N向东到160°E附近的流动称为黑潮续流；160°E以东为北太平洋流。三者合称黑潮流系。
黑潮与湾流相似，也是一支斜压性很强的海流，同样处在准地转平衡中。
强流带宽约75～90km，两侧水位相差1m左右。影响深度达1000m以下，两侧也有逆流存在，在日本南部流速最大可达1。5～2。0m/s。东海黑潮流速一般3月份最强，11月份最弱。
黑潮也能发生大弯曲，但与湾流有不同的特点。
从30年代开始至今对其进行过多次考察，发现黑潮路径有两种可能位置：一种为明显弯曲的路径，弯曲中心在138°E，弯曲波长为500～800km，弯曲半径为150～400km；另一种为没有弯曲的路径。
在每种情况下都能使持续稳定的流量向高纬输送。
西边界流每年向高纬区输送热量，约同暖气团向高纬输送的热量相等，这对高纬的海况和气候产生巨大的影响。
(三)西风漂流
与南北半球盛行西风带相对应的是自西向东的强盛的西风漂流，即北太平洋流、北大西洋流和南半球的南极绕极流，它们也分别是南北半球反气旋式大环流的组成部分。
其界限是：向极一侧以极地冰区为界，向赤道一侧到副热带辐聚区为止。其共同特点是：在西风漂流区内存在着明显的温度经线方向梯度，这一梯度明显的区域称为大洋极锋。极锋两侧的水文和气候状况具有明显差异。
北大西洋流湾流到达格兰德滩以南转向东北，横越大西洋，称为北大西洋流。它在50°N，30°W附近与许多逆流相混合，形成许多分支，已不具有明显的界限。在欧洲沿岸附近分为三支：中支进入挪威海，称为挪威流；南支沿欧洲海岸向南，称为加那利流，再向南与北赤道流汇合，构成了北大西洋气旋式大环流；北支流向冰岛南方海域，称为伊尔明格流，它与东、西格陵兰流以及北美沿岸南下的拉布拉多流构成了北大西洋高纬海区的气旋式小环流。
北大西洋流将大量的高温、高盐海水带入北冰洋，对北冰洋的海洋水文状况影响深远，同时对北欧的气候状况也有巨大的影响。
北太平洋流 它是黑潮延续体的延续，在北美沿岸附近分为两支：向南一支称为加利福尼亚流，它汇于北赤道流，构成了北太平洋反气旋式大环流；向北一支称为阿拉斯加流，它与阿留申流汇合，连同亚洲沿岸南下的亲潮共同构成了北太平洋高纬海区的气旋式小环流。
南极绕极流 由于南极周围海域连成一片，南半球的西风漂流环绕整个南极大陆(应当指出南极绕极流是一支自表至底自西向东的强大流动，其上部是漂流，而下部的流动为地转流)。南极锋位于其中，在大西洋与印度洋平均位置为50°S，在太平洋位于60°S。
由于风场分布不均匀，造成了来自南极海区的低温、低盐、高溶解氧的表层海水在极锋的向极一侧辐聚下沉，此处称为南极辐聚带。极锋两侧不仅海水特性不同，而且气候也有明显差异，南侧常年为干冷的极地气团盘踞，海面热平衡几乎全年为负值，海面为浮冰所覆盖；北侧，冬夏分别为极地气团与温带海洋气团轮流控制，季节性明显。
故称极锋南部为极地海区，北部至副热带海区为亚南极海区。
南极绕极流在太平洋东岸的向北分支称为秘鲁流；在大西洋东岸的向北分支称为本格拉流；在印度洋的向北分支称为西澳流。它们分别在各大洋中向北汇入南赤道流，从而构成了南半球各大洋的反气旋式大环流。
北半球的极锋辐聚不甚明显，只在太平洋西北部的黑潮与亲潮的交汇区以及大西洋西北部的湾流与拉布拉多海流的交汇区存在着比较强烈的辐聚下沉现象，一般称为西北辐聚区。由于寒暖流交汇所产生的强烈混合，海洋生产力高，从而使西北辐聚区形成良好的渔场。
这正是世界有名的北海道渔场和纽芬兰渔场的所在海区。
在南北半球西风漂流区内，存在着频繁的气旋活动，降水量较多，气旋大风不断出现，海况恶劣，特别在南半球的冬季，风与浪更大，故航海家有“咆哮45°、咆哮好望角”的传称。
(四)东边界流
大洋的东边界流有太平洋的加利福尼亚流、秘鲁流，大西洋的加那利流、本格拉流以及印度洋的西澳流。由于它们从高纬流向低纬，因此都是寒流，同时都处在大洋东边界，故称东边界流。与西边界流相比，它们的流幅宽广、流速小，而且影响深度也浅。
上升流是东边界流海区的一个重要海洋水文特征。这是由于信风几乎常年沿岸吹，而且风速分布不均，即近岸小，海面上大，从而造成海水离岸运动所致。前已提及上升流区往往是良好渔场。
另外，由于东边界流是来自高纬海区的寒流，其水色低，透明度小，形成大气的冷下垫面，造成其上方的大气层结稳定，有利于海雾的形成，因此干旱少雨。
与西边界流区具有气候温暖、雨量充沛的特点形成明显的差异。
(五)极地环流
北冰洋中的环流北冰洋内主要有从大西洋进入的挪威流及一些沿岸流。加拿大海盆中为一个巨大的反气旋式环流，它从亚美交界处的楚科奇海穿越北极到达格陵兰海，部分折向西流，部分汇入东格陵兰流，一起把大量的浮冰携带进入大西洋，估计每年10000km3。
其他多为一些小型气旋式环流。
南极海区环流在南极大陆边缘一个很狭窄的范围内，由于极地东风的作用，形成了一支自东向西绕南极大陆边缘的小环流，称为东风环流。它与南极绕极环流之间，由于动力作用形成南极辐散带。
与南极大陆之间形成海水沿陆架的辐聚下沉，此即南极大陆辐聚。这也是南极陆架区表层海水下沉的动力学原因。
极地海区的共同特点是：几乎终年或大多数时间由冰覆盖，结冰与融冰过程导致全年水温与盐度较低，形成低温低盐的表层水。
(六)副热带辐聚区的特点
在南北半球反气旋式大环流的中间海域，流向不定，因季节变化而分别受西风漂流与赤道流的影响，一般流速甚小。由于它在反气旋式大环流中心，表层海水辐聚下沉，称为副热带辐聚区。
它把大洋表层盐度最大、溶解氧含量较高的温暖表层水带到表层以下，形成次表层水。
该区内的天气干燥而晴朗，风力微弱，海面比较平静。由于海水辐聚下沉，悬浮物质少，因此具有世界大洋中最高的水色和最大透明度，也是世界大洋中生产力最低的海区，故有“海洋沙漠”之称。
以上就是世界大洋表层在水平方向上的主要环流及其特征。除此之外尚有一些区域性海流，例如，瑞德(Ried，1959)在南太平洋的赤道流中，发现了一支赤道逆流；宇田(Uda，1955)在北太平洋发现了一支副热带逆流等，但它们的持续性及其在总的大洋环流中的作用，目前尚不完全了解。
二、世界大洋上层的铅直向环流
关于表层的风生环流已进行了较多的讨论，但在世界大洋表层的这些环流之间，特别是在赤道海区，由于海水运输有南北分量，导致了海水的辐聚下沉或辐散上升运动。在赤道上，西向的南赤道流，在赤道两侧分别向南与向北辐散，导致海水上升；在南赤道流与赤道逆流之间(3°～4°N)，由于海水辐聚而导致下沉；在赤道逆流与北赤道流之间(10°N)又形成了海水的辐散上升。
由于连续性的原因，上述上升或下沉的海水在一定的深度上便形成了经向的次级小环流。它们分布在25°N～20°S之间，所处深度较浅，仅变动于50～100m之间。正是由于这些次级小型环流的存在，使得赤道海区表层的热量和淡水盈余向高纬方向输送，部分调节了热盐的分布状况，使其得以相对稳定。
顺便指出，由于表面海水的辐散或辐聚，导致海面发生起伏，由此所形成的压力场，在表层纬向环流中起着重要的作用。
三、大洋表层以下的环流
大洋表层以下的环流以经线方向为主，其分布的深度主要取决于海水的密度，因此仍以热盐效应起主导作用。
但在某些海域海水的下沉或上升也会由某些动力作用引起。
(一)次表层水的运动和分布
大洋表层以下与大洋主温跃层以上的海水称为次表层水，是由副热带海域(两半球反气旋式大环流中间)的表层水下沉形成的。
虽为高盐水，但温度也较高，在副热带辐聚的动力作用下，它只能下沉到表层水以下的深度上，然后重新分布。其中大部分水体流向低纬一侧，沿主温跃层散布，少部分流向高纬一侧，形成了以高盐为主要特性的次表层水。
在次表层水形成过程中，由于动力作用与连续性的制约，导致其下界的深度起伏与表层水海面的起伏恰恰相反。因为次表层水也具有较高的温度，所以与表层水一起称为大洋上层暖水区，其下方的主温跃层正是该暖水区与大洋深处冷水区之间的过渡层，因此具有很大铅直温度梯度。
(二)大洋冷水区的环流
冷水区的环流指大洋主温跃层以下与极锋向极一侧水域内的环流。包括中层水、深层水、底层水的运动与分布情况。
1。中层水的运动中层水主要由南极辐聚和西北辐聚区下沉的海水所形成，因此带有源地的低盐特征。
由于温度也较低，故其密度较大，所以分布在次表层之下。对其运动情况，可按其低盐特点进行追踪。
由南极辐聚带下沉的海水，其温、盐特征值分别为2。2℃与33。8。它下沉到800～1000m的深度上，一边参加了南极绕极环流，一部分水体向北散布进入三大洋。
在大西洋中，以(5～6)×10-2m/s的速度沿西部向北运动，可达到25°N；在太平洋也可超越赤道；在印度洋则否。
另外，在北大西洋与印度洋中，还存在着高盐特性的中层水。在北大西洋由直布罗陀海峡溢出的高盐地中海水(温度13℃，盐度37)下沉到1000～1200m的深度上。
然后向西、西南和东北方向散布，此称为北大西洋高盐中层水；在印度洋，红海的高盐水(温度15℃，盐度36。5)通过曼德海峡流出，在600～1600m的深度上沿非洲东岸向南散布，与南极中层水相遇发生混合。
2。大洋底层水的运动大洋底层水应具有最大的密度，其主要源地是南极大陆边缘的威德尔海、罗斯海，其次为北冰洋的格陵兰海与挪威海等。普遍认为，南极威德尔海是南极底层水的主要来源，在冬季冰盖下海水(盐度34。
6，温度-1。9℃)密度迅速增大，沿陆坡下沉到海底，一方面加入南极绕极环流向东流，一方面向北进入三大洋。在各大洋中主要沿洋盆西侧向北流动。在大西洋中可达40°N，与北大洋底层水相遇，由于南极底层水密度较大，继续潜入海底向北扩散。
Gill(1973)提出了南极大陆边缘全年都产生底层水的观点，这是因为在陆架上200m以下的海水，夏季也存在着低温、高盐，因而亦具高密特征的水，特别在威德尔海西部的陆架上更是这样。南极底层水的源地还有罗斯海和阿德利地近海。
底层水的年平均生成率总共约38×106m3/s。
北冰洋也生成底层水，但因白令海峡很浅，不可能进入太平洋。密度更大的海水在格陵兰与斯匹次卑尔根之间，位于北冰洋的固定冰舌之下形成，但是它被限制在诸如格陵兰和挪威等一些海盆之中。
只在偶然情况下，少量海水通过苏格兰—法罗群岛、冰岛到格陵兰的海槛溢出而进入大西洋。因此，北冰洋底层水处于几乎是被隔绝的状态。
3。大洋深层水的运动深层水介于中层水和底层水之间，约在2000～4000m的深度上。
大洋深层水主要是由北大西洋格陵兰南部的上层海洋中形成的。东格陵兰流与拉布拉多寒流都向该海区输送冷的极地水，与湾流混合后下沉(盐度约为34。9，温度近3℃)开始向整个洋底散布。在大洋西部接近40°N处，与来自南极密度更大的底层水相遇，就在其上向南流去，直到南大洋。
在它向南的流动过程中与上层的由地中海溢出的高盐高温中层水相互混合。在南大洋的这种混合水称为南大洋深层水。在40°S附近加入绕极环流，继而被带入印度洋和太平洋。在印度洋，西部的深层水向北运动，于2500m的深度上可根据其盐度较高的特性追踪至10°S；在东部的深层水则向南运动。
太平洋的深层水都是由南大西洋的深层水与南极底层水混合而成的。因此太平洋2000m以下的温盐是均匀的，温度为1。5～2。0℃，盐度为34。60～34。75，不像大西洋那样具有较明显的分层特征。
大西洋深层水加入绕极环流的同时，逐渐上升，在南极辐散带可上升至海面，与南极表层水混合后，分别向北与向南流去，即加入到南极辐聚与南极大陆辐聚中去。
大洋深层水的源地不是海面，因此贫氧是它的主要特征。从流的动力学性质看，它具有适应其他各层流动的补偿的性质。
上述大洋环流是一种具有大的(洋盆或准洋盆范围)空间尺度和长期(气候学)的时间尺度的平均流动状况。
尽管是粗线条的，但能给出世界大洋总环流的基本格局和主要特征。这是进一步研究大洋环流的基础。
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