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第十一章 海洋气象之认识海流
海流是海水的运动形式之一,它对海洋水文要素的分布和变化以及天气和气候均有显著
影响。此外,表层海流还直接影响船舶的航行,顺流增速,逆流减速,横流使航迹发生漂移。本
章主要介绍表层海流的有关知识。
第一节 海流概述
一、海流概念及表示方法
1.海流概念
海流(O cean C urrent)是指海洋中大规模的海水以相对稳定的速度所作的定向流动。流向
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指海水流去的方向,与风向的表示方法相差180°,可用8 方位或以度为单位表示;流速的单位
一般用kn (节,海里/ 小时)或n m ile/ d(海里/ 日)表示。
海流的主轴是指海流流动方向上流速最大点的连线。流幅是指垂直与主轴的水平宽度和
上下厚度。海流的规模常用流幅来表示,而海流的强弱常用平均流速或平均流量表示,平均流
速大或平均流量大,则海流强;反之则弱。
2.海流的表示方法
海流多以矢量分布图表示,常用的有流场分布图和海流频率玫瑰图。
流场分布图常以观测点或网格区内的平均流速矢量表示某段时间内(如旬或月)海流的平
均状况,箭头指向海流方向,以箭矢的长度、粗细、羽尾数或标值表示流速大小。如图11-1 所
示,将海域分为1° × 1°的网格,每个网格中的箭矢表示该月的合成海流方向,左下角数字表示
该月总观测次数(7 次),右上角数字表示该区域内的平均流速(1.2kn);网格内不标数字者表
示是季节合成流。海流传真图(图例见第二十章)多采用流场分布图形式。
海流频率玫瑰图(即海流花图C urrent R ose)与风花图(W ind R ose)类似,矢向表示各网
格区中该方向上的流向,矢量长度表示该方向流速出现的频率,平均流速则以矢量的粗细或不
同形式的箭矢表示。如图11-2 中,圈内数字67 表示该区海流观测总次数为67 次,数字5 表示
其中流速小于6 n m ile/ d 的占5% ;各方向流速≥6 n m ile/ d 的流加起来占总数的95% ;图中
东南流有三种流速,流速6～12 n m ile/ d 的占14% ,流速25～48 n m ile/ d 的占15% ,流速49
～72 n m ile/ d 的占15% ,可见本月东南流占总数的44% 。这种图多见于航海气候资料中。
图11-1 海流流线图图11-2 海流频率图
二、海流的分类
1.按成因分类
按形成原因的不同,海流大致可分为风海流、地转流、补偿流和潮流四种。
1)地转流(G eostrophic C urrent,又称为梯度流)是指当海水等压面发生倾斜,海水受到
的水平压强梯度力和水平地转偏向力平衡时出现的稳定流动,其流动形式类似于大气运动中
的地转风。根据引起等压面倾斜的原因不同,地转流又可分为倾斜流和密度流两种类型。
倾斜流(Slope C urrent)是指由不均匀的外压场作用引起海水等压面倾斜而产生的地转
流。流速大小与等压面的倾斜程度有关,倾斜度越大,水平压力梯度越大,流速就越大;流向与
等压面的倾斜方向有关。在北半球,观测者若背流而立,则右边等压面高,左边等压面低,南半
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球正好相反;并且,流向和流速不随深度改变。
密度流(D ensity C urrent)是单纯由于海水密度分布不均匀引起等压面倾斜而产生的地转
流。一般,海水密度取决于海水的温度和盐度,而海水温度和盐度的变化主要表现于表层海水
中,所以海水密度的变化特点表现为上层变化大、下层变化小,随深度增加密度逐渐趋于均匀,
因而导致等压面的倾斜度也是上层大、下层小,到一定深度后几乎没有倾斜存在,所以密度流
随深度增加而减弱。通常海水温度变化比盐度变化显著得多,所以海水密度的变化主要取决于
水温变化。在水温高的地方,海水密度小,等压面较高;在水温低的地方,海水密度大,等压面较
低,等压面从高温区向低温区倾斜。因此,在北半球若观测者背流而立,则右边等压面高,海水
密度小(水温高),左边等压面低,海水密度大(水温低);南半球正好相反。
2)由于海水的流动具有连续性,若某处的海水流失,必有其它地方的海水流过来补偿,这
样形成的海流称为补偿流(C om pensation C urrent)。补偿流有水平方向的,也有垂直方向的。
垂直方向的补偿流又可分为上升流(即涌升流,U pw elling C urrent)和下降流(D ow nw elling
C urrent)。在某些沿岸海区,由向岸风或离岸风造成的增、减水,是形成垂直补偿流的主要原
因。因为海水温度随深度增加而降低,所以在出现上升流的海区,上升流使表层海温降低。
3)潮流(T idal C urrent)是由天体引潮力引起的海水周期性的水平运动。关于潮流的具体
内容请参看第九章。
实际海流往往是多种原因共同作用的结果,其中某一原因可能是主要的。如在大洋中,潮
流的量值极小,主要考虑风海流和地转流,而在近海,尤其是岛屿、海湾和海峡地区,潮流则比
较显著。因此在实践中,有时把海岸带的海流只分为潮流(周期性的海流)和余流(非周期性的
海流)。
2.按温度属性分类
相对于海流流经海域的水温而言, 若海流的水温高于它所经海域的水温, 称为暖流
(W arm C urrent);若海流的水温低于它所经海域的水温,称为寒流或冷流(C old C urrent);若
海流的水温与它所经海域的水温相差不大,则称为中性流(N eutral C urrent)。一般,从低纬流
向高纬的海流具有暖流性质,从高纬流向低纬的海流具有寒流性质,而东西向流动的海流多属
中性流。
另外,根据流向与海岸的相对关系,可将海流分为沿岸流、向岸流和离岸流。
三、风 海 流
1.风海流的成因
风海流(W ind-driven/ generated C urrent)是在海面风的作用下形成的海水流动。当风向
不变的风持续(一般超过6h)吹过海面时,会对海面产生切应力,引起表层海水流动。流动一开
始,海水便受到地转偏向力和下层静止海水对上层运动海水的粘滞摩擦力的作用。当切应力、
摩擦力和地转偏向力达到平衡时,就形成了稳定的海流。风海流是海洋中最常见也是最主要的
海流,其强度通常比其它海流强得多。
风海流包括风生流和漂流。风生流是由某一短期天气过程或阵性风引起的暂时性的海流,
其流向、流速随风向、风速的改变而经常变化。漂流(D rift)是指由大范围盛行风长期吹刮所引
起的流向、流速常年比较稳定的风海流,因此漂流又被称为定海流或定常流,通常情况下提到
的风海流即指漂流。出现在远离海岸的深海中的风海流,海底对表层海水运动没有影响,称为
无限深海的漂流;形成于近岸浅水域中的风海流,因受海底的影响,比深海漂流复杂得多,称为
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有限深海(或浅海)的漂流。
2.风海流的特点
在无限深海中,由于地转偏向力的作用,表层风海流的流向在北半球偏于风去向之右
45°,在南半球偏于风去向之左45°;表层流速可用下列经验公式计算:
υ0 =
0.0247w
sinφ
(kn) (11-1)
或υ0 =
0.0127w
sinφ
(m / s) (11-2)
图11-3 风海流随深度的变化(北半球)
式中:υ0 是流速,w 是海面风速(m / s),φ为纬度。由公式可
见,表层流速与海面风速成正比,与所在纬度正弦的平方
根成反比。根据艾克曼漂流理论,在无限深海中,随海水深
度的增加,北半球风海流的流向逐渐向右(南半球向左)偏
转,流速逐渐减小;到某一深度(该深度称为摩擦深度)时,
流向与表层海流方向相反,流速仅为表层流速的4.3% 左
右,如图11-3 所示,图中曲线就是著名的艾克曼螺线。观
测和理论计算表明,大洋中的摩擦深度约为200～ 300m ,
因此风海流属于表层流。
在浅海中,表层海流的流向还与海水深度及摩擦深度
有关。当海区水深小于或等于摩擦深度时,浅海中的风海
流由于受到海岸和海底的摩擦作用,表层流向与风去向之
间的偏角比深海小,海水深度越浅,偏角就越小,流向随深
度增加向右(北半球)偏转的角度也越小;当水深很浅时,漂流从表面到海底几乎都沿风去向流
动;水深越深,漂流随深度所发生的变化越接近于无限深海的情形。浅海表层海流流速的计算
较复杂,这里不作介绍。
四、海底地形对海流的影响
当海流流经水下隆起的地形(海脊等)时,在上爬过程中,流速增大,流向发生顺时针(北半
球,南半球逆时针)方向偏转;在下坡过程中,流速减小,流向发生逆时针(北半球,南半球顺时
针)方向偏转。当海流流经水下凹地时,流速减小,流向发生逆时针(北半球,南半球顺时针)方
向偏转;越过水下凹地后,流速增大,流向发生顺时针(北半球,南半球逆时针)方向偏转。
第二节 世界大洋表层环流模式
世界大洋表层海流以风海流为主,其形成的主要原因是海面盛行风的长期吹刮,如果将世
界海洋环流的分布与世界风带的分布加以比较,就可以看出两者之间的密切关系。综合各大洋
海流的基本状况,可以概括出如图11-4 所示的世界大洋表层环流模式。
一、信 风 流
在稳定的东北信风和东南信风作用下,形成了两支强大的信风海流(T rade W ind D rift),
分别称为北赤道流和南赤道流。它们自东向西流动,横贯大洋,宽度约2000km ,流速平均为0.
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5～1kn ,靠近赤道一侧比另一侧大,可达1～2k n。信风流属于中性流。南、北赤道流并不完全对
图11-4 大洋海流模式(图中斜线部分表示大陆)
称分布在赤道两侧,北半球夏季时偏北,冬偏南移,除
南印度洋的南赤道流位于10°S 与南回归线之间外,其
它洋面总体上稍偏向北半球。
二、赤道逆流
在南、北赤道流之间有一自西向东的赤道逆流
(E quatorial C ounter-current),是由南、北赤道流到达大
洋西岸时,受大陆的阻挡分支而成。赤道逆流在大洋东岸
分支,又分别汇入南、北赤道流,它也是中性流。赤道逆流
的位置与赤道无风带一致,偏于赤道以北,约在3°～5°N
到10°～ 12°N 之间,流速为1k n 左右,最大可达3k n,北
半球冬季时流速较弱,许多地方只有0.5kn,甚至更小。
三、西边界流
南、北赤道流流到大洋西岸后分支,除小部分向低
纬汇入赤道逆流外,大部分转向高纬沿着大陆的边缘
流动,成为近岸水系和大洋水系之间的边界,称为西边界流。在大洋西部,当海水从赤道向极地
运动时,受到的地转偏向力逐渐增大,使海流不断向东偏转,沿着顺时针(南半球反时针)方向
运动,加上风系的的切应力作用,导致大洋西部海水运动加速。在各大洋中,所有强大的海流都
集中在大洋西部的狭窄边缘上,如黑潮、湾流等。大洋的西边界流由于来自热带洋面,水温高、
流速大,是较强的暖流,它将大量的热量和水汽向高纬度输送,对中高纬海区的海况和气候产
生巨大影响。
四、西风漂流
西边界流进入盛行西风带后便成为了基本上自西向东流动的西风漂流(W est W ind
D rift)。在南半球,因无大陆阻隔,三大洋西风漂流彼此沟通,形成一个围绕南极自西向东流动
的连续水环。北大西洋西风漂流具有暖流特性,且可一直保持到横越大洋;北太平洋西风漂流
西段是暖流,东段是中性流;南半球的西风漂流则具有寒流特性。
五、东边界流
西风漂流流至大洋东岸分支,一支主流沿着大陆的西海岸流向低纬,成为大洋的东边界
流。与西边界流相比,东边界流流动缓慢,平均流速不超过0.5kn,流幅宽广,影响深度较浅,是
一支寒流。东边界流最后汇入赤道流中。
东、西边界流、赤道流和西风漂流,构成了大约在纬度40°以内顺时针(南半球逆时针)方
向的大循环,它主要是受信风和盛行西风作用而形成的。因为这支环流所在纬度较低,水温较
高,又被称为暖水环流圈。
六、高纬冷水环流和南极海流
在北半球,西风漂流到达大洋东岸向高纬的分支是暖流,进入极地东风带后,在风系和岸
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形的影响下,这支海流先向西然后在大洋西部折向南行,具有寒流性质。它大约在40°N 附近
与西风漂流汇合,于是在高纬构成一个反时针方向的小循环。该环流的水温较低,特别是大洋
西岸,冬季结冰,春季多冰山或流冰,故称为冷水环流圈。
在南半球,三大洋西风漂流彼此连通成为南极绕极环流,而没有出现高纬的冷水环流圈。
仅在南极大陆周围出现受极地东风影响而产生的自东向西的南极海流,这种海流常被因南极
岸形和其它因素影响而发生的地方性海流所切断。
由上述可见,海流系统的形成是盛行风带、地转偏向力、海陆岸形分布等多种因子共同作
用的结果,因此实际海流系统要比上述模式复杂得多。
第三节 世界大洋主要表层海流系统
世界大洋主要表层海流系统的分布如图11-5 所示。
图11-5 世界大洋主要表层海流系统示意图
一、太平洋的海流系统
在北太平洋上,北赤道流在10°～22°N 之间自东向西横越太平洋,平均流速约1k n 左右。
北赤道流到达菲律宾东岸向南北分支,向南一支沿棉兰老岛海岸南下汇入到赤道逆流中;主流
北上称为黑潮(K uroshio),是世界著名的暖流之一。黑潮沿菲律宾以东北上,流经台湾东部海
面进入东海,继续沿大陆架边缘北上,后转向东北经日本南部在北纬40°N 附近与亲潮汇合。
黑潮的宽度和流速都有明显的季节变化,宽度一般约为100n m ile,流速在我国东海约为1～
2kn,在日本南部沿海约为3～4k n,最大5～6kn。
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黑潮到达40°～50°N 之后受盛行西风影响,形成了一支自西向东横穿大洋的海流,称北太
平洋海流,其流速较小,约为0.5～1.0kn 。北太平洋海流到达北美西岸分为南北两支,南支沿
北美西岸南下,称为加利福尼亚海流,是一支寒流,平均流速约为0.5k n;北支沿北美西岸北上
进入阿拉斯加湾,形成阿拉斯加海流。阿拉斯加海流的一部分沿阿留申群岛南下,称为阿留申
海流,另一部分进入白令海。阿拉斯加海流和阿留申海流都具有暖流性质。
亲潮(O yashio)源于鄂霍次克海和白令海,沿勘察加半岛和千岛群岛向西南流动,是北太
平洋上水温最低的寒流,流速约为0.5～1.0kn 。亲潮南下到38°～40°N 附近与黑潮相遇后,一
部分加入北太平洋海流,另一部分下沉到暖流之下。
在南、北赤道流之间,有一支自西向东流动的赤道逆流,流速约为0.5～ 1.0kn ,其位置偏
向北半球。它流到大洋东岸分成两支,分别汇入南、北赤道流中。
南赤道流约在4°N ～10°S 之间自东向西流动,流速约为0.4～1.3kn。其到大洋西部后主流
沿澳大利亚东岸向南流动,称为东澳暖流,流速约为0.5～1.0kn,它在40°S 以南与南大洋的
西风漂流汇合。南太平洋的西风漂流平均流速0.5～1.0kn,在整个西风带上自西向东流动。当
其越过南太平洋遇到南美西岸后,一部分北上形成秘鲁海流,流速约为0.5kn ,是世界大洋中
行程最长的一股寒流。
二、大西洋的海流系统
北大西洋的北赤道流源于佛得角群岛,在15°～20°N 之间自东向西流动。其横渡大洋后,
与北上的南赤道流北分支—— 圭亚那海流汇合,又在安的列斯群岛南端分为两部分,小安的列
斯群岛外侧的部分称为安的列斯海流;另一部分转向西北,经安的列斯群岛进入加勒比海和墨
西哥湾,然后经佛罗里达海峡流出,与安的列斯海流汇合后,沿北美东岸北上,流至35°N 附近
后转入深海,这就是著名的墨西哥湾流,简称湾流(G ulf Stream ),它是世界上最强大的暖流,
水温常高达30℃以上。湾流的位置经常变化,宽度较窄,流速相当大,可达4～5k n。
湾流到达40°N 附近折向东北横过北大西洋,形成北大西洋海流,流速约为1.0～1.3kn。
它的水温仍很高,是暖流,把大量的热量输送至高纬,使西、北欧冬季气温比同纬度的亚洲大陆
东岸高出10℃以上。北大西洋海流在大洋东部形成几个主要分支,分别向南或向北流去。向南
流的一支经伊比利亚半岛和亚速尔群岛之间南下,称为加那利海流,平均流速0.5～ 0.75kn,
为寒流。向东北流去的分支到达冰岛南部时,又分为经挪威沿岸向北流的挪威海流,和在冰岛
南部转向西流的爱尔明格海流。爱尔明格海流向西流动,绕过冰岛以后转向北和西北,汇合东
格陵兰海流。东格陵兰海流是一支自极地海域沿格陵兰东岸流向西南的寒流,流速一般在0.5
k n 左右,夏季可增到1k n,水温极低,常从北冰洋带来大量的海冰。东格陵兰海流离开格陵兰
南端后,急转向西北沿格陵兰西岸流动,改称西格陵兰海流,它流经戴维斯海峡进入巴芬湾。挪
威海流、爱尔明格海流和西格陵兰海流具有暖流性质。
拉布拉多海流是源于极地水域沿北美东岸南下的强寒流,水温很低,它将大量的冰山和海
冰沿北美东岸向南带往纽芬兰岛附近。
南、北赤道流之间,约在3°～10°N 处是自西向东流动的赤道逆流,它向东流入几内亚湾,
在几内亚湾的部分称为几内亚海流。
南赤道流源于几内亚湾,沿着4°N ～ 10°S 之间向西流动,平均流速约为0.6kn ,在西移过
程中流速渐增,到南美东岸时高达2.5kn 。南赤道流在南美东岸南下的分支称为巴西海流,为
暖流,流速小于1.0kn,它到40°S 附近折向东与西风漂流汇合。西风漂流通过合恩角时,有一
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支沿南美东岸北上的海流,称为福克兰海流,它是一支夹带冰山的寒流,当其北上到达33°S 时
与南下的巴西海流汇合。在好望角附近,西风漂流的一部分沿非洲西岸北上,形成本格拉寒流,
流速约为0.8kn。
三、印度洋的海流系统
北印度洋的海流主要受季风影响,称为季风流。
冬季北印度洋在季风作用下,引起表层海水向西或西南方向流动,称为东北季风流,平均
流速约为2～3kn 。东北季风流在赤道附近与东流的赤道逆流相接,构成了北印度洋冬季的逆
时针方向环流系统。
夏季北印度洋盛行西南季风,海水在西南季风作用下向东或东北方向流动,称为西南季风
流。其中,在索马里沿岸有一支流向东北的索马里海流,流速较大,一般都在4kn 以上,最大可
达7kn。此时,赤道逆流消失,整个北印度洋直到5°S ,表层海流均为东流,7、8 月最明显,它与
南赤道流构成一个顺时针方向的环流。
南赤道流的北界通常在6°～10°S 之间,南界在20°S 左右,自东向西流动,流速1.5～2.5
k n。南赤道流流到大洋西岸,一部分沿马达加斯加岛东岸南下,称为马达加斯加海流。另一部
分的南支沿莫桑比克海峡南下,称为莫桑比克海流,流速约为1.7kn。莫桑比克海流沿南非东
岸继续南下,称为厄加勒斯海流,其流速较大,有时可达4.5kn ,它在非洲之角与西风漂流相
接。西风漂流抵达澳大利亚西岸后部分北上,形成西澳海流,属寒流。马达加斯加海流、莫桑比
克海流和厄加勒斯海流均属暖流。
四、红海和亚丁湾的海流系统
红海和亚丁湾的海流主要受季风影响。在东北季风期间,亚丁湾是西向海流,流速1.0～
1.5kn ,通过曼得海峡进入红海。在西南季风期间,亚丁湾为东向海流,流速约为2.0kn,红海海
流经曼德海峡流入亚丁湾。
五、地中海和黑海的海流系统
地中海的海流总体上为逆时针方向环流,其中非洲沿海基本是东流,欧亚沿海基本为西
流。从直布罗陀到2°W 附近的东流,平均流速2kn 左右;从1°E 通过西西里岛到塞得港的东
图11-6 地中海、黑海海流示意图
流,平均流速0.5kn 左右。从达达尼尔海峡出来的流进入爱琴海后,往南绕过希腊向西流去,
流速0.5kn。
黑海的海流总体上也是逆时针方向流动。在黑海, 由于注入的河川较多, 降雨量也多, 形
成了流速约为3kn 的海流, 经博斯普鲁斯
海峡流入地中海。在达达尼尔海峡通常为
西南流, 流速1～4kn ; 偏北大风时, 在查
纳卡雷附近可达6kn ; 刮西南大风时, 会出
现逆流,但不多见。在马尔马拉海通常为西
流,流速较小。在博斯普鲁斯海峡通常为南
流, 流速2～4kn , 遇偏北大风时, 流速有
时可达7k n。图11-6 为地中海、黑海海流
示意图。
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第四节 中国近海的海流系统
一、渤海、黄海和东海的海流系统
渤海、黄海和东海统称东中国海。东中国海的海流系统由外海流和沿岸流两支流系组成,
具有气旋式环流的特征,如图11-7 所示。
图11-7 渤海、黄海和东海的海流系统示意图
1.外海流系
外海流系由黑潮主干及其分支(台湾暖流、对马暖流和
黄海暖流)组成。黑潮是北太平洋上的北赤道流向北的分支,
它沿菲律宾北部诸岛向北流,在北流的过程中,除(10 月到翌
年4 月)有一部分流入巴士海峡外,主流沿台湾东部向东北流
动进入东海,并沿大陆架边缘继续流向东北,至九州岛南方
流出东海。130°E 以西的这部分黑潮是东中国海外海流系的
主干。黑潮水温较高,夏季表层水温可达29℃,冬季为20℃,
由南向北递减。
黑潮主流在我国台湾东北海域分出一弱小分支,沿闽浙
外海北上,可达杭州湾外,然后转折向东与黄海冷水混合变
性。因这支海流从台湾附近流来,故称为台湾暖流(又称为黑
潮的闽浙分支)。台湾暖流的流速具有明显的季节性,夏季
强,冬季弱。这支暖流给我国浙江近海带来高温、高盐的外海
水,当它与沿岸流交汇时存在明显的锋面,渔民们称之为“流
隔”,著名的舟山渔场就形成在这个“流隔”处。
黑潮主流抵达日本奄美大岛(A m am i O shim a)以西约
29°30′N 、129°E 附近又开始分支,主要的分支向东,通过吐噶
喇海峡后沿日本南岸向东北方向流动。另一分支在奄美大岛以西向北流动,大约在五岛列岛南
方海域又分为两部分:一部分经过对马海峡和朝鲜海峡进入日本海,称为对马暖流;另一部分
在济州岛南面北上进入黄海南部,称为黄海暖流。对马暖流的流速和流量有年周期的变化,流
速9 月最大,约为1.2kn,2 月最小,仅为0.2k n 左右。黄海暖流经渤海海峡进入渤海后分为两
支:一支入辽东湾构成右旋环流,另一支在渤海南部构成左旋环流。黄海暖流流向比较稳定,终
年偏北,流速小于黑潮主流和对马暖流,约为0.2～0.3kn。这支暖流在北上过程中,受到沿岸
水文气象条件的影响逐渐变性,随着进入黄海距离的增加暖流特性很快减弱;在温度、盐度的
分布上,表现出明显的由黄海南部伸向黄海北部的高温、高盐水舌,冬季尤为显著。
2.沿岸流系
由于我国沿岸有许多大小不同的江河入海,把沿岸海水冲淡,这些被冲淡的海水沿岸边流
动构成沿岸流系。沿岸流流动的总趋势是由北向南,在流动中不断与外海海水混合,产生许多
小旋涡。在我国沿海自北向南主要有辽南沿岸流、辽东沿岸流、渤海沿岸流、苏北沿岸流和闽浙
沿岸流等。
上述沿岸流系,冬季具有明显的冷流性质,在强烈的北向季风作用下,强度达最强,扩散范
围也大,在东海可扩散到126°E 左右,闽浙沿岸的沿岸流可经过台湾海峡南下到南海;春季,沿
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岸流由强变弱,并向北收缩;夏季,沿岸流的冷性基本消失,强度最弱。
二、南海的海流系统
南海位于热带季风区,在季风的作用下,表层海流具有季风漂流的特性,如图11-8 所示。
图11-8 南海季风流
在冬季东北季风期间,南海盛行西南向的漂流。经
巴士海峡进入南海的黑潮海水,除少部分在台湾南部沿
台湾西岸北上进入台湾海峡外,主流向西南进入南海北
部,与来自台湾海峡的沿岸流汇合流向西南,后沿中南
半岛南下,绝大部分海水经卡里马塔海峡和卡斯帕海峡
流入爪哇海,小部分海水经马六甲海峡流入安达曼海。
在南海的东部,从苏禄海进入南海的海流有两支:北支
从吕宋岛和巴拉望岛之间的海峡流入,开始向西北,然
后并入主流;南支从巴拉巴克海峡进来,向西或向西南。
可见,冬季南海表层海流具有明显的左旋环流特点。
在夏季西南季风期间,南海主要为东北流。海水大部分从爪哇海经卡里马塔海峡和卡斯帕
海峡进入南海,主流靠近马来半岛和中南半岛一边,流速较快,流幅较窄,在向东北运动过程
中,流幅逐渐分散;到达南海北部时,大部分海水通过巴士海峡流出南海,与南来的黑潮汇合北
上,而另一小部分海水继续北上进入台湾海峡到东海。
冬季和夏季,南海西部的海流均比东部的强,强流区在越南近海。
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