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海流(洋流)猶如大洋中的河流，會向某一特定的方向流動，流動的路徑大致固定，惟有在陸地沿岸，會因潮汐、地形及河水的注入等影響其變化。其中，洋流是海洋中大股海水的定向流動，洋流的溫度、鹽度和流向在各地大致一定。洋流如按成因而分，有因風的摩擦應力而產(chǎn)生吹送流(drift currt)，因海水密度不均而生的密度流(density current)，因海面傾斜而生的傾斜流(slope current)，及因流體的連續(xù)性而發(fā)生的補償流(compensation current)。其中以盛行風吹拂的吹送流最為普遍，次為密度差異而生的密度流。洋流如依本身與周圍海域之溫度差異而分為暖流及寒流。前者為洋流本身比周圍海域高溫，後者則比周圍海域低溫者。至於涼流則是從溫帶流向熱熱的一種寒流。

海(洋)流隨其成因的不同而有不同的性質，以下一一作簡述：

1.吹送流：

固定風向的風持續(xù)吹過海面，其對海面施加的摩擦力造成海水的流動。

有關吹送流的理論，直至艾克曼(Ekman)考慮流體摩擦力與地球自轉偏向力後，才奠定了吹送流的理論。例如：北赤道海流就是東北信風引起的，而北太平洋海流主要是靠西風吹送所致，因此又稱為「西風漂流」。

2.密度流：

因溫度、鹽度及所含懸浮物的不同，海洋內(nèi)部的海水密度分布得很不均勻，水壓的差異會導致海水的流動(就像大氣氣壓的差異會形成風的道理一樣)。像是在為陸地所環(huán)繞的海灣?，海水的鹽度通常會比較高。地中海表層海水的蒸發(fā)量每秒鐘約高達10萬噸，所以海水鹽度高達37%0(僅次於紅海的 41%0)，特別在清冷的冬季，沉重的表層水會下沉至海底，再向西流出直布羅陀海峽，而大西洋鹽度較小的海水會從潛流出去的高鹽度水上層反向流入地中海，以補充地中海流失的水量。第二次世界大戰(zhàn)期間，德國潛艇就曾為了躲避敵方的偵察而關掉馬達，再利用上、下兩層反向流動的洋流，順流進出地中海。

圖片：海洋寒暖流之分布

圖片：因海鹽與密度效應產(chǎn)生的溫鹽環(huán)流與全球鹽分傳遞系統(tǒng)。在北大西洋深海所形成的高鹽分海水貫越整個大西洋，繞過非洲大陸，經(jīng)過印度洋，最後北上進入太平洋之深處。這股海水在北太平洋涌升至表面，然後沿著表面尋路回到北大西洋的起始點。

溫鹽環(huán)流對於全球氣候的影響并不亞於位於較為淺海部分地理上比較熟知的幾個洋流系統(tǒng)。因為鹽分對於氣候長期變化的影響可說相當深遠的。例如鹽指學說(salt fingers)，salt fingers於1960年被提出來以後，一般認為這個現(xiàn)象對混合表層以下的海水相當重要，它可以有效混合中、深層海水中的鹽分及熱量。對溫鹽環(huán)流及全球氣候有不可忽略的影響。海水因為溫度及鹽度的影響有明顯的層化現(xiàn)象。接近表面的海水由於與大氣接觸，可受風力驅動并由機械性紊流混合海水�；旌蠈右韵碌暮Ｋ畡t主要靠溫度及鹽度的改變來造成海水密度變化而驅動環(huán)流，也就是所謂的溫鹽環(huán)流，相對於表層的風生環(huán)流，溫鹽環(huán)流的流動緩慢，主要沿著等密度面流動。在層化的海洋中，如果上層海水溫度、鹽度較高，下層海水較冷、鹽度較低，則在這兩層海水交界處，上層溫暖的海水由於接觸到下層低溫的海水，溫度會逐漸下降，密度逐漸提高，這些較重的海水會向下沉，像手指頭一樣伸入下層海水，這個現(xiàn)象稱為『鹽指』，是一種小尺度的混合作用。由於鹽指的溫度可以很快跟周圍達到熱平衡，比鹽度的混合迅速，這些下沉的海水密度會繼續(xù)提高，鹽指也就繼續(xù)往下伸展，同時也將下層海水置換到上層，達到混合兩層海水的作用。鹽指是海洋中非常重要的混合作用之一。海洋中小小的鹽分變化也有可能影響較大尺度的環(huán)流組成，而更大一點的環(huán)流變化可能對全球的氣候發(fā)生重大的影響。像是最近的一些氣候學假說中就認為全球變暖將使海洋溫度上升，并使更多的淡水流入海洋(如氣候變暖將加快冰山的溶解速度)。而通過一些氣象模型的演示，我們認為海洋表面溫度的上升以及海水鹽度的減小可能減緩溫鹽環(huán)流甚至使其完全停滯。也就有可能發(fā)生電影“後天”中的某些場景。

地球氣候自脫離上一冰河期之後，在一萬年前左右溫度突然下降，形成一短暫的冷期，稱為新仙女木(Younger Dryas)。美國哥倫比亞大學Broecker等人認為溫鹽環(huán)流的改變是造成此一現(xiàn)象的主因。他們的的看法是: 天文因素的變化使地球逐漸脫離上一個冰期( 約1萬8千年前 )，北美冰河大量溶化，某種因素改變了淡水向南流入墨西哥灣的現(xiàn)象，反使得大量淡水向北流入北大西洋，表面海水因之變輕(因為，含鹽量變小)，下沈海水量變少，溫鹽環(huán)流因而變?nèi)�。海表面往北洋流也連帶的減弱，北傳的熱量減少，降低海洋調(diào)節(jié)高緯大氣的功能，氣溫因此迅速下降。

有些科學家利用大氣/海洋耦合模式去模擬溫鹽環(huán)流對新仙女木氣候的影響他們假設二種狀況，一種是有溫鹽環(huán)流，即在北大西洋海水下沈，另一種是無海水下沈。結果顯示溫鹽環(huán)流不但使北大西洋氣溫升高，北半球平均氣溫也升高，但是南半球氣溫則下降。相反的，如果沒有溫鹽環(huán)流，北大西洋及北半球平均氣溫皆將下降。他們的研究證實了Broecker等人的看法。

除了影響氣候，北大西洋也具有調(diào)節(jié)大氣中二氧化碳濃度的作用。這是因為，大量二氧化碳在北大西洋溶解於海水，隨著海水下沈進入溫鹽環(huán)流，使得北大西洋成為吸收二氧化碳的主要海洋地區(qū)之一。

溫鹽環(huán)流的影響甚至并不只是長期的氣候變化，還有短期非特定型態(tài)的天氣變異因子�？屏_拉多州立大學的資深颶風研究員葛瑞(William M. Gray)則相信，颶風的長周期變化可能與全球海洋環(huán)流有關，因為洋流會將熱帶溫暖的高鹽水，千里迢迢帶到北大西洋。當這個溫鹽環(huán)流很強勁時，北大西洋會比較溫暖，而且產(chǎn)生較多大型颶風;當環(huán)流減弱時(也許是因為北極海冰的淡水注入)，颶風的活動也隨之減緩。

至於較為淺海的環(huán)流以及洋流系統(tǒng)主要影響并調(diào)控大陸的氣候組成。在地球表面，海洋與大陸的分布直接影響氣候分布的組成。在陸地局部和海洋局部地區(qū)，影響氣候分布的因素主要有地形和洋流。二億年以前，地球表面只有一個超級大陸，二億年前左右，由於海底擴張，大陸板塊開始分裂漂移，最後形成了現(xiàn)今的海陸分布狀況：大部分陸地集中在北半球，尤其在北緯30度到60度之間，而海洋占地球總面積的71%，陸地僅占 29%。海洋和大陸由於物理性質不同，在同樣的輻射之下，它們的增溫和冷卻有著很大的差異。陸地的比熱小而且是固態(tài)，對於太陽輻射變化的反應幾乎是立即的，快速地增溫與冷卻，且無法有效率地傳輸熱量;反之，海洋的比熱大，太陽輻射的季節(jié)變化無法立即改變海水溫度，此一延遲效應，使得海洋在夏天儲存多馀能量，冬天時再釋出。因此冬季，大陸氣溫低於海洋，夏季，大陸氣溫高於海洋。海陸分布對氣候影響，在地球上形成了差別很大的大陸性氣候和海洋性氣候。大陸性氣候的特點是變化快、變化大，因此大陸性氣候的日溫差、年溫差數(shù)值都較大，而海洋性氣候則相反。大陸性氣候最高溫出現(xiàn)在7月，最低溫出現(xiàn)在1月，海洋性氣候一般最高溫出現(xiàn)在8月，最低溫出現(xiàn)在2月，氣溫變化晚於大陸。在同一緯度，春夏的氣溫，陸上較高，海上較低;相反，冬秋的氣溫，陸上較低，海上較高。從而大陸性氣候具有春溫高於秋溫的特點，而海洋性氣候則有秋溫高於春溫的特點。在濕度和降水方面，海洋性氣候的特徵是相對濕度較大，相對濕度年變化小，云量多、降水量多，降水的年變化小，秋冬降水較多。而大陸性氣候的特色是，相對濕度較小，相對濕度的年變化大，云量少，晴天多，降水量少，降水的年變化大，夏季降水較多。

海陸對氣壓和風也有明顯的影響，季風主要就是導因於海陸分布產(chǎn)生的加熱不均勻。氣壓分布隨氣溫分布而變化，夏季，大陸是熱源，海洋為冷源，因此陸上氣壓低，海上氣壓高，導致風從海洋吹向大陸;冬季，海洋是熱源，大陸為冷源，海上氣壓低，陸上氣壓高，於是風從陸上吹向海洋。此外，海陸分布也影響海洋環(huán)流，間接影響氣候。例如，大約在三千年前，原來相連的南美洲與南極洲分裂漂移開，於是兩者之間形成了繞南極的洋流，使原本來自熱帶的洋流被截斷，無法繼續(xù)將熱能傳送至南極大陸附近的海域。

以下簡述表層環(huán)流系統(tǒng)(也就是我們一般地理學所熟知的表層洋流系統(tǒng))

表層環(huán)流總體規(guī)律：

以中低緯海區(qū)的副高為中心的反氣旋型大洋環(huán)流

以北半球中高緯海區(qū)的低壓區(qū)為中心的氣旋型大洋環(huán)流

南半球中緯海區(qū)的西風漂流

在南極大陸周圍形成的繞極環(huán)流

北印度洋形成的季風環(huán)流

1.反氣旋型大洋環(huán)流

信風帶作用下的信風漂流(南、北赤道暖流)向西流動，遇大陸后，一部分海水因信風切應力南北向速度分量不均和補償作用而折回，便形成了自西向東的赤道逆流和赤道潛流;另一部分信風漂流向高緯的南北分流，在北太平洋形成黑潮、在南太平洋形成東澳大利亞洋流、在南大西洋形成巴西洋流、在北大西洋形成北大西洋灣流、在南印度洋形成莫桑比克洋流。

西風帶作用下的西風漂流向東流動，遇大陸后，向兩側的高緯低緯分流，形成補償流，向低緯流的洋流有：北太平洋的加利福尼亞洋流、南太平洋的秘魯洋流、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亞洋流。

信風漂流、信風漂流遇大陸后向高緯轉向的補償流、西風漂流、西風漂流遇大陸后向低緯轉向的補償流，便構成各大洋副熱帶海區(qū)(僅指大洋的如下海區(qū)：北太平洋、南太平洋、北大西洋、南大西洋、南印度洋)的反氣旋型大洋環(huán)流。

2.氣旋型大洋環(huán)流

由西風漂流、西風漂流遇到陸地后向北分支形成的補償流、極地東風帶形成的中高緯大洋西岸的洋流組成北半球中高緯海區(qū)的氣旋型大洋環(huán)流。

該環(huán)流在北太平洋上有：北太平洋暖流、阿拉斯加洋流、千島寒流;在北大西洋上有：北大西洋暖流、挪威暖流、東格陵蘭寒流。

3.北印度洋季風漂流

北印度洋受南亞季風的影響，冬半年盛行東北季風，形成東北季風漂流，夏半年盛行西南季風，形成西南季風漂流。

4.南極繞極環(huán)流

在極地東風帶的吹拂下形成環(huán)繞南極洲大陸一周的南極繞極環(huán)流，再往低緯方向為環(huán)繞南極大陸一周的西風漂流，因本海區(qū)自然特征比較一致，有些學者把南極外圍海區(qū)稱為南極洋，另一部分學者認為大洋應有其對應的大洋中脊而不承認南極洋這一稱謂。

淺層洋流系統(tǒng)對氣溫的影響：

(1)洋流使低緯度的熱量向高緯度的熱量傳輸，特別是暖流的貢獻。

(2)洋流對同緯度大陸兩岸氣溫的影響：暖流經(jīng)過的大陸沿海氣溫高，寒流經(jīng)過的大陸沿海氣溫低。

淺層洋流系統(tǒng)對海洋生物的影響

1、在寒暖流交匯處或上升補償流區(qū)，往往形成較大的漁場，世界四大漁場及其洋流成因如下：

北海道漁場：位于日本北海道島附近，日本暖流和千島寒流交匯。

北海漁場：位于歐洲北海，北大西洋暖流與極地東風帶帶來的北冰洋南下冷水交匯。

秘魯漁場：海岸盛行東南信風，為離岸風，導致上升補償流(亦稱涌流)。

紐芬蘭漁場：加拿大紐芬蘭島附近，北大西洋灣流和拉布拉多寒流交匯。

2、赤道地區(qū)的企鵝：在太平洋東部赤道地區(qū)的科隆群島(又名加拉帕戈斯群島)，有企鵝分布，是秘魯寒流的因故。

另一方面，淺層洋流與圣嬰現(xiàn)象的關系也是最近氣候學的研究焦點，既然談到圣嬰，那在此簡述一下�！笆�嬰現(xiàn)象”一詞(El Nio，西班牙語“圣子、圣嬰”)，原本是厄瓜多及秘魯沿海漁民用來指稱發(fā)生於圣誕節(jié)前後，并持續(xù)數(shù)月的溫暖洋流。在這段時間內(nèi)的漁獲量較少，因此漁民們總是藉此獲得休息，整修裝備并和家人團聚。但在某些年份里，洋流溫度會特別的高，使?jié)O民的休息時間一直延續(xù)到五月，甚至到六月。數(shù)年下來「圣嬰現(xiàn)象」一詞便被用來泛指這些格外強烈的溫暖時段。它們不但擾亂了漁民的生活，其挾帶的豪雨更造成了極大的災害。在過去1951～1990之間，共有九次圣嬰現(xiàn)象對南美海岸造成影響;它們不但使海洋水溫增高，更造成了海面的大幅提升。其影響范圍不僅包括了沿海地區(qū)，甚至在加拉巴哥群島與圣誕島間、延伸約五千哩的太平洋海域，也在其影響范圍之內(nèi)。較輕微的圣嬰現(xiàn)象，僅使海洋溫度提高約華氏1～2度，影響所及也只限於南美漁場;但在較強烈的圣嬰現(xiàn)象中，如 1982～1983年的案例，不僅使南美當?shù)貧夂蚣昂Ｑ笊鷳B(tài)發(fā)生改變，對全球的天候狀況亦造成極劇烈的沖擊。其中秘魯洋流的變化是圣嬰現(xiàn)象的關鍵之一，不過由於圣嬰的牽涉太廣，在此便不贅述了�？傊�洋流的影響是高深莫測的。它研究起源於地理學，但是它的影響已經(jīng)遠遠超過地學的范疇了。

氣候的變化不是單靠大氣環(huán)流運動，尚需與海洋洋流同步配合。洋流是目前地學與海洋學學術上很重要的項目。我還以為地理吧的人會對洋流有興趣的說。好吧，在此我再補充關於海流的測量方式。希望有人會注意這個帖子。

一般來說，海流的測定大致可分為兩種方式：

一、間接測量：

1.漂流法 ( drift method )

以海面的漂浮物體隨著海流漂動，間接推算海水的流向與流速。一般對於長距離的觀測，大多只能觀測到其起點與終點，至於整個漂流軌跡則無法獲悉，更無法確定海流的流速。只有短距離觀測時，若以岸上若干固定點為觀測點，并以較短的時間來確定漂流物的位置，即可求得漂流物的軌跡。

例如：海流瓶(在瓶子中盛入少許的沙粒以為重錘，使得瓶口得以露出水面為宜，并在瓶內(nèi)放置報告用的明信片，明信片上注明拋入海中的時間與地點，必要時可在瓶內(nèi)放置少許酬金并請揀拾到瓶子的人，能將拾獲的地點及時間記下，再寄回原調(diào)查機關.此種方法的優(yōu)點是可利用船只或飛機大量散布瓶子。)、海流竿(current poles)、深海漂筒(deep drogues)、船泊漂流(ship drift)。

2.鹽溫圖分析

穩(wěn)定之海流會造成相關的海水鹽、溫分布特性，所以收集多點各層海水的鹽、溫資料，分析其特性，就可以推算海流的流速與流向。這是歐洲的地理、氣候與海洋學者常用的方法。

二、直接測量： (定點觀測法) fixed current measurement

以某定點為觀測基準點,用海流計來直接測量海流。常用的海流計有：厄克曼海流計(Ekman's current meter)、DHI (Deut sches hydrographisches Institut)海流計、照相海流計、GEK(Geomagnetic Electro-kinetograph)海流計

以下再補充世界主要洋流：

(一) 太平洋

洋流名稱 地理位置 出現(xiàn)頻率(%) 流速(公里/小時)

北赤道暖流 大體沿北緯10°流動 25-75 0.9-2.8

臺灣暖流(日本暖流，即黑潮) 沿臺灣省東岸、日本群島南岸及東岸流動 25-75以上 0.9-2.8

北太平洋暖流 平行于北緯40°流動 25-75 0.9-1.9

阿拉斯加暖流 沿阿拉斯加灣岸流動 夏季25-50，冬季25-75 0.9-1.9

堪察加寒流(親潮) 沿堪察加半島東岸流動 25-75 ≤0.9

千島寒流(親潮) 沿千島群島東岸流動 25-75 ≤0.9

濱海寒流 沿蘇聯(lián)遠東區(qū)濱海邊區(qū)南部沿岸流動 夏季25-50，冬季25-75 ≤0.9

加利福尼亞寒流 沿北美洲西岸流動 ≤25 ≤0.9

赤道逆流(反赤道流，系暖流) 大體平等于北緯5°-8°流動 冬季25-75夏季25-75以上 0.9-2.8以上

棉蘭老暖流 沿菲律賓棉蘭老島東岸流動 25-75 0.9-2.8以上

南赤道暖流 沿赤道南側流動 25-75以上 0.9-2.8

東澳大利亞暖流 沿澳大利亞東岸流動 25-75 0.9-1.9

西風漂流(寒流) 平行于南緯45°-50°流動 25-50 0.9-1.9

合恩角寒流 沿火地島西南岸流動 25-75 0.9-1.9

秘魯寒流(洪堡德洋流) 沿南美洲西岸流動 25-75 ≤0.9

埃爾.尼紐暖流 南美洲秘魯西北岸附近 ?? 約1

(二) 大西洋

洋流名稱 地理位置 出現(xiàn)頻率(%) 流速(公里/小時)

北赤道暖流 平行于北緯15°-20°流動 25-75以上 0.9-1.9

圭亞那暖流 沿南美洲東北岸流動 25-75以上 0.9-2.8

加勒比海暖流 沿安的列斯群島往南 25-75以上 0.9-2.8以上

佛羅里達暖流 佛羅里達半島東南海域 ≥75 ≥2.8

安的列斯暖流 沿安的列斯群島往北 25-75以上 0.9-1.9

墨西哥灣暖流 (簡稱灣流) 沿北美洲東南岸往北到西經(jīng)40°附近 25-75以上 0.9-2.8以上

北大西洋暖流 從西經(jīng)40°附件往北到不列顛群島北岸 25-75 0.9-1.9

伊爾敏格爾暖流 冰島以南海域 25-75 <0.9

西格陵蘭暖流 沿格陵蘭島西南岸流動 25-75 0.9-1.9

拉布拉多寒流 沿加拿大拉布拉多半島東北岸流動 25-75 0.9-1.9

加那利寒流 沿非洲西北岸流動 25-75 0.9-1.9

赤道逆流(暖流) 沿平行于北緯5-10°流動 25-75 0.9-2.8

幾內(nèi)亞暖流 沿非洲幾內(nèi)亞灣岸流動 25-75以上 0.9-2.8以上

南赤道暖流 沿赤道南側流動 25-75以上 0.9-2.8

巴西暖流 沿南美大陸東南岸流動 25-75 0.9-1.9

合恩角寒流 沿南美洲南端流動 25-75 ≤0.9

馬爾維納斯(福克蘭)寒流 由馬爾維納斯(�？颂m)群島往北 25-75 0.9(冬季達1.9)

西風漂流(寒流) 平行于南緯42-48°流動 25-75 0.9-1.9

本格拉寒流 沿南部非洲西岸流動 25-75 0.9-1.9

厄加勒斯暖流 沿非洲大陸以南海域流動 25-75 0.9-2.8

(三) 印度洋

洋流名稱 地理位置 出現(xiàn)頻率(%) 流速(公里/小時)

季風暖流 印度洋北部赤道以北海域 25-75以上 0.9-2.8

赤道逆流(暖流) 沿平等于南緯5°流動 25-75 0.9-1.9

南赤道逆流 沿平行于南緯10°-15°流動 25-75以上 0.9-2.8

索馬里暖流 沿索馬里半島沿岸流動 50-75以上 夏季0.9-2.8 冬季0.9-1.9

莫桑比克暖流 沿莫桑比克海峽的大陸沿岸流動 25-75以上 冬季0.9-2.8 夏季0.9-1.9

馬達加斯加暖流 沿馬達加斯加島東岸流動 25-75以上 0.9-1.9

厄加勒斯暖流 沿非洲大陸東南岸流動 25-75以上 0.9-2.8以上

西風漂流(寒流) 位于南緯40°-50°間 25-75 0.9-1.9

西澳大利亞寒流 沿澳大利亞西岸流動 25-75 ≤0.9

(四) 北冰洋

洋流名稱 地理 位置 出現(xiàn)頻率(%) 流速(公里/小時)

挪威暖流 沿挪威西岸流動 25-75 0.9-1.9

北角暖流 沿挪威北岸流動 ≤25 0.9-1.9

斯匹次卑爾根暖流 沿斯匹次卑爾根群島西南、西岸流動 25-75 0.9-1.9

北冰洋寒流 沿北冰洋北極地區(qū)大陸架流動 25-75 0.9-1.9

東格陵蘭寒流 沿格陵蘭島東岸流動 25-75 0.9-1.9

東冰島寒流 沿冰島東北岸流動 25-50 0.9-1.9

最大的洋流：西風漂流，也是最大的寒流 最大的暖流：墨西哥暖流

在自然界中，洋流的形成除了之前所提到的原因外，同時還受其他幾個因素的影響，例如地轉偏向力、陸地海岸形狀和島嶼也影響洋流的方向。

還有就是風的影響，前述的吹送流是一個比較籠統(tǒng)的概念，以下我再來補充一些東西。風力�？稍斐珊Ａ魉俣容^大的變異。例如海洋上層在風力作用下水流速度之垂直分布會發(fā)展出呈現(xiàn)螺線狀的構造。

著名的厄克曼螺旋(Ekman Spiral)即是當風吹掠洋面時，風對海面就施加了一股順風向的風應力(Wind stress)，然後造成表層海水流動，海水流動時又產(chǎn)生科氏力，因此流向會偏向風向之右側。上層水流動時又會拖曳下方流體運動，而下層流向又再稍偏右。如此一層牽引一層，水流流向由水面向下呈現(xiàn)螺線型態(tài)之旋轉構造，此種構造即稱為厄克曼螺旋。當流動情形達到平衡狀態(tài)時，此時風應力系與科氏力相平衡，即二力大小相等但方向相反，如此則表示海面下各層海流平均(或總流量)系流往風向之右側(北半球)，這個現(xiàn)象稱為厄克曼效應，而此流量則稱為厄克曼搬運。

經(jīng)由厄克曼效應可以促成海面抬升或下降。例如氣旋型風場所造成之厄克曼搬運均為離心方向，因此氣旋中心處水位較低同時必需要有下層海水流向上層來補充，這就是涌升流。同理，沿岸地區(qū)在適當之沿岸風向時也會形成涌升流。涌升流之反義字即為沈降流。

上面兩張圖片請連著看。

在南半球的沿岸地區(qū)，海洋常常受到風力作用而產(chǎn)生的涌升流(圖A)與沈降流(圖B)。

洋流的變化其實遠比我們想像中的復雜很多，就連大洋與大洋的交界處，淺層海流也會受到一定程度的干擾。

對於洋流的重視已經(jīng)擴展到幾個地理學的分支領域，例如海洋動物地理學、海事地理學、環(huán)境地理學、地貌學以及區(qū)域地理學等。

此外，一般所謂的水界地理學內(nèi)涵包括：地表水體的海洋、湖泊及河川三部分：水界地理學重在將此三部分的基本性質予以解釋說明，因此洋流同樣歸屬在水界地埋學的內(nèi)涵當中。與之有關的水文學也同樣談到一部分的海洋。

在此再補充洋流對於海洋動物地理學的影響。一般來說，世界海洋動物地理分區(qū)可大致分為沿海帶和遠海帶等生態(tài)帶(ecological zone)。其中生態(tài)帶的劃分根據(jù)主要是海洋深度及其相應變化的生態(tài)條件。隨著海水深度的增加，壓力逐漸增大，光線逐漸減弱，溫度逐漸降低，生物的種類和數(shù)量也相應發(fā)生變化。根據(jù)海洋哺乳類和鳥類分布，地球上的海洋可以劃分為七個區(qū)：北極區(qū)、北太平洋區(qū)、北大西洋區(qū)、熱帶印度一太平洋區(qū)、熱帶大西洋區(qū)、南溫區(qū) 。而洋流的流布則正是這些分區(qū)生物物種交會交流的重要動力。以亞洲來說，黑潮與親潮的交會處往往帶來沿海大量的漁獲量，而這些洋流的交會處也往往是海鳥大量聚集的地方。