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赤道潜流
equatorial undercurrent
出现在赤道附近海域次表层中的海流。它处在赤道流之下、中层水上部（图1[ 赤道潜流区]），与表层南北赤道流的流向相反，自西向东流动，流速比表层者大，所分布的海域几乎对称于赤道，所在的次表层是一个温跃层（图2[潜流与温跃层的关系(细部)]）。
1952年，T.克伦威尔首次在太平洋发现了赤道潜流，命名为克伦威尔海流。1961年，苏联的“罗蒙诺索夫”号海洋调查船发现了大西洋的赤道潜流，称为罗蒙诺索夫海流。后来在印度洋中也发现赤道潜流。
就太平洋而言，赤道附近海域从海面至深度为50～100米的表层，是温度均匀的暖水层，其下至深度约300米为温跃层，即赤道潜流所在的次表层。赤道潜流的厚度约200米，流幅（宽度）约300公里，大约介于南北纬2之间，流轴几乎与所在的温跃层一致，最大流速约达1.5米/秒，流量估计为4.0×10米/秒,流长约为14000公里，几乎横跨了太平洋。大西洋赤道潜流的特点与太平洋相似。
由于在太平洋和大西洋的赤道附近，行星风系有一个自东向西的分量，驱使海水向西流动，在遇到大陆阻遏时就堆积而使水位升高，使海面向东倾斜，出现一个向东的水平压强梯度力。在表层海水中，因赤道处的科里奥利力趋于零，故水平压强梯度力与自东向西的风应力平衡。可是在表层之下的温跃层（也是密度跃层）中，密度梯度大，不易发生涡动，故阻拦着风的动量向下传递。因此在这层中，水平压强梯度力驱动着次表层的海水向东流动。随着流速增加，水平湍流摩擦力增大，当它和水平压强梯度力平衡时，便形成了稳定的赤道潜流。
在离开赤道的海域，随着纬度的增加，科里奥利力变大。在表层的北赤道流和南赤道流中，由于埃克曼输运（见），使赤道的海水辐散，从而使次表层的海水向赤道辐合。这种情况下，在赤道南北海域的次表层中，都产生向西的科里奥利力，阻碍赤道潜流的形成。这说明只有在科里奥利力比较弱，即在紧邻赤道的海域，才可能存在赤道潜流。
其实赤道潜流的位置并非固定不动，而是在离平均位置南北各100公里范围内摆动:当流轴偏离赤道向南时，科里奥利力便迫使它向左返回赤道；当它偏离赤道向北时，科里奥利力又迫使它向右返回赤道。
印度洋面主要受季风所控制，在赤道处的风主要是经向的，且随季节更替而改变方向：每年从11月至次年3月吹北风，5～9月吹南风,因此不能产生赤道潜流。只有在3～4月时，才发现次表层中有微弱的向东的水平压强梯度力，在它的驱动下，产生了印度洋的赤道潜流。
参考书目
J.A.Knauss, Introduction to Physical Oceano-raphy，Prentice-Hall，New York，1978.S.Pond,G.Pickard,Introductory Dynamic Oceano-graphy，Pergamon Press，New York，1978.
景振华
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