北印度洋季風(fēng)洋流形​成的原因
北印度洋季風(fēng)洋流形​成的原因
北印度洋由于受南亞熱帶季風(fēng)氣候的影響，形成了特殊的北印度洋季風(fēng)環(huán)流，夏季在西南季風(fēng)的影響下形成順時(shí)針大洋環(huán)流圈，冬季在東北季風(fēng)的影響下形成逆時(shí)針大洋環(huán)流圈。下面由學(xué)習(xí)啦小編為你詳細(xì)介紹它的相關(guān)知識(shí)。
北印度洋季風(fēng)洋流形成的原因：
具體成因分析：在印度洋北部，由于海域狹窄，東北信風(fēng)不十分發(fā)達(dá)，因而氣壓帶和風(fēng)帶位置的季節(jié)移動(dòng)，以及海陸熱力性質(zhì)差異所造成的熱帶季風(fēng)卻占了優(yōu)勢(shì)地位。從10月至來(lái)年的3月-4月，亞洲大陸被強(qiáng)大的高壓所籠罩，在北印度洋海面，盛行東北季風(fēng)，孟加拉灣的海水流向西南，南繞斯里蘭卡島，與阿拉伯海流向西南的海水一道，形成了東北季風(fēng)洋流。
隨后，它沿索馬里半島沿岸南流，形成索馬里暖流，并匯合北赤道暖流，在赤道附近轉(zhuǎn)折，沿赤道東流至蘇門(mén)答臘島，形成相當(dāng)明顯的赤道逆流。于是，在北印度洋海水呈反時(shí)針?lè)较蛄鲃?dòng)，為氣旋型的大洋環(huán)流。從5月到9月，西南季風(fēng)盛行，海水運(yùn)動(dòng)的趨勢(shì)大致與冬季相反，向東或東北流動(dòng)，南赤道暖流的北分支在季風(fēng)作用下越過(guò)赤道，進(jìn)入北印度洋，沿索馬里海岸向東北流動(dòng)，形成索馬里寒流。爾后，海水從阿拉伯海向東繞過(guò)斯里蘭卡島西海岸南下，與南赤道暖流匯合，使其得到加強(qiáng)，而赤道逆流就不復(fù)存在了。于是在北印度洋，海水沿順時(shí)針?lè)较蛄鲃?dòng)，為反氣旋型的大洋環(huán)流。
從洋流的性質(zhì)分，洋流可分為暖流和寒流。北印度洋的季風(fēng)洋流從總體上看，不論是冬季還是夏季，都屬于暖流，這是由于該海域位于熱帶范圍之內(nèi)，水溫常年較高的緣故，其道理與位于低緯度的赤道洋流屬于暖流是一樣的。但是，位于索馬里沿岸的洋流則有例外。其冬季為索馬里暖流，夏季為索馬里寒流。這是因?yàn)橄募舅黢R里半島的沿岸海域盛行西南風(fēng)，把近岸處表層海水吹離海岸，引起深層海水因補(bǔ)償而上升，形成強(qiáng)大的上升流，并使水溫顯著下降，洋流屬于寒流。
北印度洋季風(fēng)洋流特點(diǎn)：
在三大洋中，唯獨(dú)北印度洋與眾不同，在冬、夏季風(fēng)作用下形成季風(fēng)環(huán)流。從10月至來(lái)年3月～4月，亞洲大陸被強(qiáng)大的蒙古西伯利亞高壓所籠罩，在北印度洋海面，盛行東北季風(fēng)，這時(shí)，海水主要向西南流動(dòng)。南赤道暖流的北分支和沿非洲海岸南下的東北季風(fēng)海流匯合東轉(zhuǎn)，形成赤道逆流，形成北印度洋的逆時(shí)針環(huán)流。從5月至9月，在索馬里沿海，由于西南季風(fēng)的作用，形成相當(dāng)強(qiáng)大的上升流，形成北印度洋地區(qū)的順時(shí)針環(huán)流。
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洋流的成因分類(lèi)：
按成因分類(lèi)
洋流按成因分為風(fēng)海流、密度流和補(bǔ)償流。
風(fēng)海流(吹送流)
亦稱(chēng)吹送流，漂流：在風(fēng)力作用下形成的。盛行風(fēng)吹拂海面，推動(dòng)海水隨風(fēng)漂流，并且使上層海水帶動(dòng)下層海水流動(dòng)，形成規(guī)模很大的洋流，叫做風(fēng)海流。世界大洋表層的海洋系統(tǒng)，按其成因來(lái)說(shuō)，大多屬于風(fēng)海流。
大氣運(yùn)動(dòng)是海洋水體運(yùn)動(dòng)的主要?jiǎng)恿Αｊ懙匦螤詈偷剞D(zhuǎn)偏向力也會(huì)對(duì)洋流方向產(chǎn)生一定影響。
大洋中深度小于二三百米的表層為風(fēng)漂流層，行星風(fēng)系作用在海面的風(fēng)應(yīng)力和水平湍流應(yīng)力的合力，與地轉(zhuǎn)偏向力平衡后，便生成風(fēng)漂流。行星風(fēng)系風(fēng)力的大小和方向，都隨緯度變化，導(dǎo)致海面海水的輻合和輻散。一方面，它使海水密度重新分布而出現(xiàn)水平壓強(qiáng)梯度力，當(dāng)它和地轉(zhuǎn)偏向力平衡時(shí)，在相當(dāng)厚的水平層中形成水平方向的地轉(zhuǎn)流;另一方面，在赤道地區(qū)的風(fēng)漂流層底部，海水從次表層水中向上流動(dòng)，或下降而流入次表層水中，形成了赤道地區(qū)的升降流。
大洋表層生成的風(fēng)漂流，構(gòu)成大洋表層的風(fēng)生環(huán)流。其中，位于低緯度和中緯度處的北赤道流和南赤道流，在大洋的西邊界處受海岸的阻擋，其主流便分別轉(zhuǎn)而向北和向南流動(dòng)，由于科里奧利參量隨緯度的變化(β-效應(yīng))和水平湍流摩擦力的作用，形成流輻變窄、流速加大的大洋西向強(qiáng)化流。每年由赤道地區(qū)傳輸?shù)降厍虻母呔暤貛У臒崃恐?，有一半是大洋西邊界西向?qiáng)化流傳輸?shù)?。進(jìn)入大洋上層的熱鹽環(huán)流，在北半球由于和大洋西向強(qiáng)化流的方向相同，使流速增大;但在南半球則因方向相反，流速減緩，故大洋環(huán)流西向強(qiáng)化現(xiàn)象不太顯著。
大洋表層風(fēng)生環(huán)流在南半球的中緯度和高緯度地帶，由于沒(méi)有大陸海岸阻擋，形成了一支環(huán)繞南極大陸連續(xù)流動(dòng)的南極繞極流。
密度流
在密度差異作用下引起。不同海域海水溫度和鹽度的不同會(huì)使海水密度產(chǎn)生差異，從而引起海水水位的差異，在海水密度不同的兩個(gè)海域之間便產(chǎn)生了海面的傾斜，造成海水的流動(dòng)，這樣形成的洋流稱(chēng)為密度流。
大洋上的結(jié)冰、融冰、降水和蒸發(fā)等熱鹽效應(yīng)，造成海水密度在大范圍海面分布不均勻，可使極地和高緯度某些海域表層生成高密度的海水，而下沉到深層和底層。在水平壓強(qiáng)梯度力的作用下，作水平方向的流動(dòng)，并可通過(guò)中層水底部向上再流到表層，這就是大洋的熱鹽環(huán)流。
補(bǔ)償流
因?yàn)楹Ｋ當(dāng)D壓或分散引起。當(dāng)某一海區(qū)的海水減少時(shí)，相鄰海區(qū)的海水便來(lái)補(bǔ)充，這樣形成的洋流稱(chēng)為補(bǔ)償流。補(bǔ)償流既可以水平流動(dòng)，也可以垂直流動(dòng)，垂直補(bǔ)償流又可以分為上升流和下降流，如秘魯寒流屬于上升補(bǔ)償流。
其他形式
在大洋的東部和近岸海域，當(dāng)風(fēng)力長(zhǎng)期地、幾乎沿海岸平行地均勻吹刮時(shí)，一方面生成風(fēng)漂流，發(fā)生海水的水平輻合和輻散，而出現(xiàn)上升流和下降流;另一方面因海水在近岸處積聚和流失而造成海面傾斜，發(fā)生水平壓強(qiáng)梯度力而產(chǎn)生沿岸流，就形成沿岸的升降流。
大洋西向強(qiáng)化流在北半球向北(南半球向南)流動(dòng)，而后折向東流，至某特定地區(qū)時(shí)，流動(dòng)開(kāi)始不穩(wěn)定，流軸在其平均位置附近便發(fā)生波狀的彎曲，出現(xiàn)海流彎曲(或蛇行)現(xiàn)象，最后形成環(huán)狀流而脫離母體，生成了中央分別為來(lái)自大陸架的冷水的冷流環(huán)和來(lái)自海洋內(nèi)部的暖水的暖流環(huán)。這是一類(lèi)具有中等尺度的中尺度渦。此外，在大洋的其他部分，由于海流的不穩(wěn)定，也能形成其他種類(lèi)的中尺度渦。這些中尺度渦集中了海洋中很大一部分能量，形成了疊加在大洋氣候式平均環(huán)流場(chǎng)之上的各種天氣式渦旋，使大洋環(huán)流更加復(fù)雜。
在海洋的大陸架范圍或淺海處，由于海岸和海底摩擦顯著，加上潮流特別強(qiáng)等因素，便形成頗為復(fù)雜的大陸架環(huán)流、淺內(nèi)海環(huán)流、海峽海流等淺海海流。
綜上所述，產(chǎn)生洋流的主要原因是風(fēng)力和海水密度差異。實(shí)際發(fā)生的洋流總是多種因素綜合作用的結(jié)果。[1]
按冷暖性質(zhì)分類(lèi)
海流按其水溫低于或高于所流經(jīng)的海域的水溫，可分為寒流和暖流兩種。 ①暖流：水溫較流經(jīng)海區(qū)水溫高的是暖流，來(lái)自水溫高處。②寒流，亦稱(chēng)涼流，冷流：本身水溫比周?chē)疁氐?，?lái)自水溫低處。表層海流的水平流速?gòu)膸桌迕?秒到300厘米/秒，深處的水平流速則在10厘米/秒以下。鉛直流速很小，從幾厘米/天到幾十厘米/時(shí)。海流以流去的方向作為流向，恰和風(fēng)向的定義相反。
按地理位置分類(lèi)
赤道流、大洋流、極地流及沿岸流等。 具體為赤道逆流，北赤道暖流，南赤道暖流，西風(fēng)漂流和環(huán)流。