赤道潜流

它的流速比表层流速大，分布在几乎对称于赤道的海域，潜流所在的次表层处位于一个温跃层范围里。

1952年，美国科学家 C.T.克伦威尔（C.T.Cromwell）首次在太平洋赤道附近海域发现了赤道潜流，命名为克伦威尔海流。1961年，苏联“罗蒙诺索夫”号海洋调查船在大西洋发现的赤道潜流，被称为罗蒙诺索夫海流。后来在印度洋赤道附近海域也发现了赤道潜流。太平洋赤道附近海域，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300千米，大约介于南北纬度2°之内，最大流速高达150厘米/秒，流量估计为4.0×107立方米/秒。流轴与所在的温跃层大体一致，流长约为14 000千米，几乎横跨了太平洋。它在大洋东部位于50米以浅的深度，而在大洋西部约位于200米或更深的深度上。大西洋里赤道潜流的特点与太平洋里的相似。

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，遇到大陆的阻挡就堆积，而使水位升高，海面便向东倾斜，出现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，不易发生铅垂向的涡动，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，当它与水平压强梯度力平衡时，在赤道的次表层里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（见埃克曼漂流），使赤道附近的海水辐散，从而靠水的连续性使次表层的海水向赤道辐聚。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，即在紧邻赤道附近的海域里，才有可能形成赤道潜流。 其实赤道潜流的位置并非固定不变，而是在离平均位置南北各100千米范围内摆动。当流轴偏离赤道向南时，在南半球偏左的科里奥利力便迫使它向左返回赤道；当它偏离赤道向北时，在北半球偏右的科里奥利力又迫使它向右返回赤道，故使向东流动的赤道潜流集中在赤道两侧。

印度洋面的风主要受季风所控制，在赤道处的风主要是东西向的，且随季节更替而改变其方向：每年从11月至次年3月吹北风，5～9月吹南风，因此不能产生稳定的赤道潜流。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。