为什么波斯湾的洋流是密度流

亚洲东部的密度流是如何形成的，谢谢！~

密度流：由于海水的密度差异而形成的，各地海水的温度盐度不同，引起海水密度的差异，使水面高度不同，从而导致海水流动。密度流有两种：一种是由于海水受热蒸发、冷却、降水分布不均，致使海水密度分布不均而产生密度流；另一种是由于风力不均匀地作用于海面，在产生风海流的同时，还产生垂直环流，引起海水密度的重新分配，也形成密度流。

日本暖流是北太平洋的分支，是密度流，主要因为太阳辐射的原因导致温度不同形成的


亚洲 霍尔木兹海峡位于伊朗——阿拉伯半岛(阿曼)之间；沟通波斯湾——阿拉伯海
霍尔木兹海峡西侧的波斯湾有幼发拉底河和底格里斯河注入，东侧通过霍尔木兹海峡与阿曼湾相连，四周都是陆地，基本处于封闭状态，且其四周的陆地大多干旱，蒸发旺盛，盐度高；东侧的阿曼湾连接阿拉伯海，是一个开放的海域，盐度低。在表层海域，海水总是从盐度较低的海域流向盐度较高的海域，形成霍尔木兹海峡密度流。



亚洲 朝鲜海峡位于朝鲜半岛——九州岛、本州岛之间；沟通日本海——东海、黄海
海峡有对马暖流通过。按传统的说法，对马暖流是东海黑潮主干在屋久岛以西附近分出的一个北上分支。流幅70～150公里，夏宽冬窄。从济州岛东南起，对马暖流由南转向东北。流速25～50厘米/秒，最大为90厘米/秒，流量（3.3～4.9）×106米3/秒。流抵对马岛西南后，分别进入东、西水道。西支势力较强，流幅窄、厚度深、流速大（夏季表层最大流速75～90厘米/秒，冬季为25～30厘米/秒），流量占流入该海峡总流量的52～71%；东支势力较弱，流幅较宽、厚度浅、流速小（夏季表层最大流速50～65厘米/秒，冬季20～30厘米/秒），流量占总流量的29～48%。对马暖流靠朝鲜一侧，接纳了部分朝鲜西岸和南岸的沿岸流，故在济州岛至对马岛一带，出现锋面。受岛屿及地形影响，在对马岛北面、东面和济州岛东面及东水道出口处，还存在着涡旋或逆流。对马暖流除有夏强冬弱的季节变化外，还有7年及4年的变化周期。


亚 洲——非洲 曼 德 海 峡位于阿拉伯半岛——非洲大陆之间；沟通红海——亚丁湾(印度洋)


曼德海峡的洋流受北印度洋季风洋流的影响，6月-9月表层海水从红海流向亚丁湾，11月-4月表层海水由亚丁湾流向红海。夏季时，亚丁湾吹西南风，表层海水随索马里寒流向东流。曼德海峡南侧水位低于北侧，故形成自北向南流的水平补偿流。冬季时，亚丁湾吹东北风，表层海水随索马里暖流向西流。同时冬季受副热带高压控制，蒸发强烈。曼德海峡南侧水位高于北侧，故形成自南向北的风海流与密度流。底层洋流是由红海流向印度洋的密度流。

亚洲到欧洲 土耳其海峡位于黑海——爱琴海、地中海之间(博斯普鲁斯海峡、马尔马拉海、达达尼尔海峡的总称)
黑海淡水的收入量大于海水的蒸发量，使黑海海面高于地中海海面，盐度较小的黑海海水便从海峡表层流向地中海，地中海中盐度较大海水从海峡下层流入黑海，由于海峡较浅，阻碍了流入黑海的水量，使流入黑海的水量小于从黑海流出的水量，维持着黑海水量的动态平衡。


亚洲到欧洲 直 布 罗 陀 海 峡位于伊比利亚半岛——非洲大陆；沟通地中海——大西洋
连接地中海与大西洋之间的直布罗陀海峡，地中海地区是地中海气候，夏季炎热干燥，冬季温和湿润，地中海蒸发量大，地中海海水盐度较高，而大西洋的海水密度大，水面降低，盐度比地中海低，密度较小，水面比地中海高。因此，大西洋水面较高，地中海水面较低，大西洋表层海水会经直布罗陀海峡流入地中海，而地中海底层海水会从海峡底层流入大西洋。

波斯湾水浅，且淡水流入不多主要来自底格里斯河、幼发拉底河，且水温高，导致入流的淡水过分蒸发和水体含盐度高。故由于海水盐度不同，波斯湾一带海水盐度大，水面低，水由底层流入外围海域，上层外围水流入，形成密度流

风看风向，水看洋流。

波斯湾地区分为红海-波斯湾，波斯湾-印度洋

红海盐度大于波斯湾，因此形成密度流，水流方向为波斯湾流向红海；

出波斯湾到达印度洋后，洋流流向为夏顺冬逆，由此判定水流；

"洋流　　The ocean flow
　　洋流又称海流，海洋中除了由引潮力引起的潮汐运动外，海水沿一定途径的大规模流动。引起海流运动的因素可以是风，也可以是热盐效应造成的海水密度分布的不均匀性。海水沿着一定的方向有规律的水平流动。洋流是地球表面热环境的主要调节者。洋流可以分为暖流和寒流。若洋流的水温比到达海区的水温高，则称为暖流；若洋流的水温比到达海区的水温低，则称为寒流。一般由低纬度流向高纬度的洋流为暖流，由高纬度流向低纬度的洋流为寒流。洋流还可以按成因分为风海流、密度流和补偿流。盛行风吹拂海面，推动海水随风漂流，并且使上层海水带动下层海水流动，形成规模很大的洋流，叫做风海流。洋流是地球表面热环境的主要调节者.
　　世界大洋表层的海洋系统，按其成因来说，大多属于风海流。洋流流向
　　不同海域海水温度和盐度的不同会使海水密度产生差异，从而引起海水水位的差异，在海水密度不同的两个海域之间便产生了海面的倾斜，造成海水的流动，这样形成的洋流称为密度流。
　　当某一海区的海水减少时，相邻海区的海水便来补充，这样形成的洋流称为补偿流。补偿流既可以水平流动，也可以垂直流动，垂直补偿流又可以分为上升流和下降流，如秘鲁寒流属于上升补偿流。
　　综上所述，产生洋流的主要原因是风力和海水密度差异。实际发生的洋流总是多种因素综合作用的结果。
　　大洋中深度小于二三百米的表层为风漂流层，行星风系作用在海面的风应力和水平湍流应力的合力，与地转偏向力平衡后，便生成风漂流。行星风系风力的大小和方向，都随纬度变化，导致海面海水的辐合和辐散。一方面，它使海水密度重新分布而出现水平压强梯度力，当它和地转偏向力平衡时，在相当厚的水平层中形成水平方向的地转流；另一方面，在赤道地区的风漂流层底部，海水从次表层水中向上流动，或下降而流入次表层水中，形成了赤道地区的升降流。
　　大洋上的结冰、融冰、降水和蒸发等热盐效应，造成海水密度在大范围海面分布不均匀，可使极地和高纬度某些海域表层生成高密度的海水，而下沉到深层和底层。在水平压强梯度力的作用下，作水平方向的流动，并可通过中层水底部向上再流到表层，这就是大洋的热盐环流。
　　大洋表层生成的风漂流，构成大洋表层的风生环流。其中，位于低纬度和中纬度处的北赤道流和南赤道流，在大洋的西边界处受海岸的阻挡，其主流便分别转而向北和向南流动，由于科里奥利参量随纬度的变化(β-效应)和水平湍流摩擦力的作用，形成流辐变窄、流速加大的大洋西向强化流。每年由赤道地区传输到地球的高纬地带的热量中，有一半是大洋西边界西向强化流传输的。进入大洋上层的热盐环流，在北半球由于和大洋西向强化流的方向相同，使流速增大；但在南半球则因方向相反，流速减缓，故大洋环流西向强化现象不太显著。
　　大洋表层风生环流在南半球的中纬度和高纬度地带，由于没有大陆海岸阻挡，形成了一支环绕南极大陆连续流动的南极绕极流。
　　在大洋的东部和近岸海域，当风力长期地、几乎沿海岸平行地均匀吹刮时，一方面生成风漂流，发生海水的水平辐合和辐散，而出现上升流和下降流；另一方面因海水在近岸处积聚和流失而造成海面倾斜，发生水平压强梯度力而产生沿岸流，就形成沿岸的升降流。
　　大洋西向强化流在北半球向北(南半球向南)流动，而后折向东流，至某特定地区时，流动开始不稳定，流轴在其平均位置附近便发生波状的弯曲，出现海流弯曲(或蛇行)现象，最后形成环状流而脱离母体，生成了中央分别为来自大陆架的冷水的冷流环和来自海洋内部的暖水的暖流环。这是一类具有中等尺度的中尺度涡。此外，在大洋的其他部分，由于海流的不稳定，也能形成其他种类的中尺度涡。这些中尺度涡集中了海洋中很大一部分能量，形成了叠加在大洋气候式平均环流场之上的各种天气式涡旋，使大洋环流更加复杂。
　　在海洋的大陆架范围或浅海处，由于海岸和海底摩擦显著，加上潮流特别强等因素，便形成颇为复杂的大陆架环流、浅内海环流、海峡海流等浅海海流。
　　海流按其水温低于或高于所流经的海域的水温，可分为寒流和暖流两种，前者来自水温低处，后者来自水温高处。表层海流的水平流速从几厘米/秒到300厘米/秒，深处的水平流速则在10厘米/秒以下。铅直流速很小，从几厘米/天到几十厘米/时。海流以流去的方向作为流向，恰和风向的定义相反。
　　海流对海洋中多种物理过程、化学过程、生物过程和地质过程，以及海洋上空的气候和天气的形成及变化，都有影响和制约的作用：
　　1.暖流对沿岸气候有增温增湿作用，寒流对对沿岸气候有降温减湿作用。
　　2.寒暖流交汇的海区，海水受到扰动，可以将下层营养盐类带到表层，有利于鱼类大量繁殖，为鱼类提供诱饵；两种洋流还可以形成“水障”，阻碍鱼类活动， 使得鱼群集中，易于形成大规模渔场，如纽芬兰渔场和日本北海道渔场；有些海区受离岸风影响，深层海水上涌把大量的营养物质带到表层，从而形成渔场，如秘鲁渔场。
　　3.海轮顺洋流航行可以节约燃料，加快速度。暖寒流相遇，往往形成海雾，对海上航行不利。此外，洋流从北极地区携带冰山南下，给海上航运造成较大威胁。
　　4.洋流还可以把近海的污染物质携带到其他海域，有利于污染的扩散，加快净化速度。但是，其他海域也可能因此受到污染，使污染范围更大。
　　故了解和掌握海流的规律、大尺度海-气相互作用和长时期的气候变化，对渔业、航运、排污和军事等都有重要意义。
　　世界主要洋流
　　(一) 太平洋
　　洋流名称 地 理 位 置 出现频率 （％） 流速 （公里/小时）
　　北赤道暖流 大体沿北纬10°流动 25-75 0.9-2.8
　　台湾暖流（日本暖流，即黑潮） 沿台湾省东岸、日本群岛南岸及东岸流动 25-75以上 0.9-2.8
　　北太平洋暖流 平行于北纬40°流动 25-75 0.9-1.9
　　阿拉斯加暖流 沿阿拉斯加湾岸流动 夏季25-50，冬季25-75 0.9-1.9
　　堪察加寒流（亲潮） 沿堪察加半岛东岸流动 25-75 ≤0.9
　　千岛寒流（亲潮） 沿千岛群岛东岸流动 25-75 ≤0.9
　　滨海寒流 沿苏联远东区滨海边区南部沿岸流动 夏季25-50，冬季25-75 ≤0.9
　　加利福尼亚寒流 沿北美洲西岸流动 ≤25 ≤0.9
　　赤道逆流（反赤道流，系暖流） 大体平等于北纬5°-8°流动 冬季25-75夏季25-75以上 0.9-2.8以上
　　棉兰老暖流 沿菲律宾棉兰老岛东岸流动 25-75 0.9-2.8以上
　　南赤道暖流 沿赤道南侧流动 25-75以上 0.9-2.8
　　东澳大利亚暖流 沿澳大利亚东岸流动 25-75 0.9-1.9
　　西风漂流（寒流） 平行于南纬45°-50°流动 25-50 0.9-1.9
　　合恩角寒流 沿火地岛西南岸流动 25-75 0.9-1.9
　　秘鲁寒流（洪堡德洋流） 沿南美洲西岸流动 25-75 ≤0.9
　　埃尔.尼纽暖流 南美洲秘鲁西北岸附近 —— 约1
　　(二) 大西洋
　　洋流名称 地 理 位 置 出现频率 （％） 流速（公里/小时）
　　北赤道暖流 平行于北纬15°-20°流动 25-75以上 0.9-1.9
　　圭亚那暖流 沿南美洲东北岸流动 25-75以上 0.9-2.8
　　加勒比海暖流 沿安的列斯群岛往南 25-75以上 0.9-2.8以上
　　佛罗里达暖流 佛罗里达半岛东南海域 ≥75 ≥2.8
　　安的列斯暖流 沿安的列斯群岛往北 25-75以上 0.9-1.9
　　墨西哥湾暖流 (简称湾流) 沿北美洲东南岸往北到西经40°附近 25-75以上 0.9-2.8以上
　　北大西洋暖流 从西经40°附件往北到不列颠群岛北岸 25-75 0.9-1.9
　　伊尔敏格尔暖流 冰岛以南海域 25-75 <0.9
　　西格陵兰暖流 沿格陵兰岛西南岸流动 25-75 0.9-1.9
　　拉布拉多寒流 沿加拿大拉布拉多半岛东北岸流动 25-75 0.9-1.9
　　加那利寒流 沿非洲西北岸流动 25-75 0.9-1.9
　　赤道逆流（暖流） 沿平行于北纬5-10°流动 25-75 0.9-2.8
　　几内亚暖流 沿非洲几内亚湾岸流动 25-75以上 0.9-2.8以上
　　南赤道暖流 沿赤道南侧流动 25-75以上 0.9-2.8
　　巴西暖流 沿南美大陆东南岸流动 25-75 0.9-1.9
　　合恩角寒流 沿南美洲南端流动 25-75 ≤0.9
　　马尔维纳斯(福克兰)寒流 由马尔维纳斯（福克兰）群岛往北 25-75 0.9（冬季达1.9）
　　西风漂流（寒流） 平行于南纬42-48°流动 25-75 0.9-1.9
　　本格拉寒流 沿南部非洲西岸流动 25-75 0.9-1.9
　　厄加勒斯暖流 沿非洲大陆以南海域流动 25-75 0.9-2.8
　　(三) 印度洋
　　洋流名称 地 理 位 置 出现频率 （％） 流速（公里/小时）
　　季风暖流 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） 沿平等于南纬5°流动 25-75 0.9-1.9
　　南赤道逆流 沿平行于南纬10°-15°流动 25-75以上 0.9-2.8
　　索马里暖流 沿索马里半岛沿岸流动 50-75以上 夏季0.9-2.8 冬季0.9-1.9
　　莫桑比克暖流 沿莫桑比克海峡的大陆沿岸流动 25-75以上 冬季0.9-2.8 夏季0.9-1.9
　　马达加斯加暖流 沿马达加斯加岛东岸流动 25-75以上 0.9-1.9
　　厄加勒斯暖流 沿非洲大陆东南岸流动 25-75以上 0.9-2.8以上
　　西风漂流（寒流） 位于南纬40°-50°间 25-75 0.9-1.9
　　西澳大利亚寒流 沿澳大利亚西岸流动 25-75 ≤0.9
　　(四) 北冰洋
　　洋流名称 地 理 位 置 出现频率 （％） 流速（公里/小时）
　　挪威暖流 沿挪威西岸流动 25-75 0.9-1.9
　　北角暖流 沿挪威北岸流动 ≤25 0.9-1.9
　　斯匹次卑尔根暖流 沿斯匹次卑尔根群岛西南、西岸流动 25-75 0.9-1.9
　　北冰洋寒流 沿北冰洋北极地区大陆架流动 25-75 0.9-1.9
　　东格陵兰寒流 沿格陵兰岛东岸流动 25-75 0.9-1.9
　　东冰岛寒流 沿冰岛东北岸流动 25-50 0.9-1.9

波斯湾水浅，且淡水流入不多主要来自底格里斯河、幼发拉底河，且水温高，导致入流的淡水过分蒸发和水体含盐度高。故由于海水盐度不同，波斯湾一带海水盐度大，水面低，水由底层流入外围海域，上层外围水流入，形成密度流

:由于各海区海水的温度,盐度不同,造成海水水平方向的密度差异,使表层海水从密度小,水面温度较高的海区向密度大,水面温度较低的海区流动,形成密度流 。受地中海地区气候的影响，地中海蒸发旺盛,周围又无大河流入，海水的盐度高，密度大，水面降低

那里气候炎热，海水蒸发快，密度大，

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卫东区19158714793： 世界地图上所有的XXX湾,xxx海峡等等.它们的密度流及原因. - ？
庾满贝诺： 主要密度流分布地区有直面罗陀海峡,地中海密度大于大西洋,表层洋流由大西洋流入地中海;曼德海峡,红海密度大于印度洋,表层洋流由印度洋流入红海;还有土耳其海峡,表层海水由黑海流入地中海.总之密度流当然由海水密度不同引起,一般海水盐度高则密度大,则表层海洋面低,其他海区 的海水会流入.

卫东区19158714793： 波斯湾表层海水的流向是从哪到哪? - ？
庾满贝诺：[答案] 波斯湾表层海水的流向是从阿拉伯海流入波斯湾. 原因是密度流的影响. 波斯湾地处副热带大陆西岸,终年受副热带高压控制,盛行下沉气流,蒸发大于降水,海水盐度高,密度大,水面较低,而相邻的阿拉伯海,盐度低,密度小,水面高.于是,表层...

卫东区19158714793： 关于密度流和风海流的问题. - ？
庾满贝诺： 先回答第一个问题: 1因为地中海的海水密度大于大西洋,所以相同质量下,他的体积会小于大西洋,海平面相对大西洋较低,所以海水平面较高的大西洋就会流向地中海.而海水质量不变的情况下,由于大西洋表层海水流走,所以底部地中海水过来补偿. 在回答第二个问题: 2南赤道暖流确实是受东南信风影响的风海流,只不过他没有朝东南方向流,那是因为地转偏向力的影响,南半球像左偏,使其几乎与赤道走向平行. (我是今年的高考毕业生,这是我的答案真确率应该是百分之九十九)

卫东区19158714793： 霍尔木斯海峡的洋流状况是什么样的.？
庾满贝诺： 这在地理上还真没学过.不过可以推断. 波斯湾还是有河水注入,淡水密度小于海水,所以可能形成类似地中海的密度洋流,由此推测,霍尔木兹海峡表层水是从东南,向西北伊拉克方向流,底层水流方向相反.

卫东区19158714793： 霍尔木兹海峡的表面海水流向是什么样的 - ？
庾满贝诺： 霍尔木兹海峡两侧表面海水的流向是 阿曼湾 —— 波斯湾 ,其成因是 密度流 .

卫东区19158714793： 海洋巨大洋流的形成有两个最重要的原因,这两个原因是______. - ？
庾满贝诺：[答案] 洋流的形成有许多原因,主要原因是由于长期定向风的推动.在盛行风作用下发生的海水流动,称为风海流;两片相连海域之间海水密度的差异而发生的海上流动,称为密度流.洋流是地球上热量转运的一个重要动力. 故答案为:风和海水密度.

卫东区19158714793： 那几个洋流是由补偿流形成的 - ？
庾满贝诺：[答案] 风海流 、密度流世界洋流就成因来说有三种:风海流 、密度流、补偿流.其中由风力和密度差异所形成的洋流(风海流 、密度流),使海水流出的海区海水减少,相邻海区的海水便会流来补充,这样形成的洋流叫做补偿流.补偿流...

卫东区19158714793： 洋流是怎么样形成的？
庾满贝诺： 1风海流,季风或信风吹拂引发表层海水的大规模流动,如北赤道暖流.2密度流,由于海水温度或盐度高低不同造成的密度差异而引起的海水流动.如地中海和大西洋在直布罗陀海峡形成的洋流.3补偿流,即因补偿流走的海水而形成的洋流,如秘鲁寒流(上升流).希望能对你有所帮助.

卫东区19158714793： 总结一下世界上各海域海水的流向 - ？
庾满贝诺： 好大的问题、、、下面先说说密度流,地中海的海水通过直布罗陀流向大西洋,波斯湾通过霍尔木兹海峡流向印度洋、、、然后就是一般洋流,大西洋的洋流北部是顺时针,南部是逆时针.印度洋北部冬季是逆时针,夏季时顺时针,南部是逆时针、太平洋北部也是顺时针南部是逆时针、、赤道附近看季节有不同流向的迟到逆流、、

卫东区19158714793： 洋流形成原因 - ？
庾满贝诺： 洋流的成因主要有:大气运动和行星风系、密度差异、流体的连续性形成的补偿作用、陆地的形状和地球自转产生的地转偏向力.其中,盛行风是形成洋流的主要动力,但是,在地转偏向力的作用下,风海流的流向并不与风向完全一致. 洋流是...