怎么判断风海流是补偿流还是密度流或上升流?

怎么判断风海流是补偿流还是密度流或上升流?

风海流,地理学名词.
定义:盛行风吹拂海面,推动海水随风漂流,是最主要的洋流形式.并且是使上层海水带动下层海水流动,形成大规模很大的洋流,叫做风海流.
信风带、西风带和极地东风带的风向是比较衡定的,在海洋上,这些定向风与海洋表层水之间就会发生摩擦,通过摩擦方式,风即可将其一部分能量传递给表层海水,除形成波浪外,还使表层海水发生移流,从而形成风海流.
举例：信风带里的北、南赤道暖流.西风带里的西风漂流,在北半球被陆地分开分别叫北大西洋暖流和北太平洋暖流,在南半球则环绕南极洲一圈,连接三大洋（印度洋、太平洋、大西洋）,南半球西风漂流是寒流.北印度洋季风洋流（冬季东北风吹逆时针流动,夏季西南风吹顺时针流动.）
密度流 Density stream
洋流的一种
由于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.如地中海蒸发旺盛,盐度大,水面低,而相邻的大西洋水面较高,于是大西洋表层海水经直布罗陀海峡流入地中海,地中海海水由海峡底层流入大西洋.
密度流简介
由于海水密度的水平方向的不均匀分布引起等压面倾斜而产生的洋流,叫密度流.换句话说,密度流是海水本身的密度在水平方向上分布的差异起的.海水的密度取决于海水的温度、盐度和压力,在水平方向的分布因地而异.例如,其一海区由于接受太阳的热量多而温度升高,体积膨胀,密度变小,海面(等压面)会稍稍升高；在另一海区接受的太阳热量少,密度相对变大,水温变低,体积缩小,从而海面（等压面）相对变低些.两个海区间海面及其以下各层等压面产生不同程度的倾斜,即海水内部任意一个水平面（即等势面）上压力都不相同.在水平压强梯度力的作用下,海水从压力大的地方向压力小的地方流动.一旦海水开始流动,地转偏向力立即发生作用,把本应顺水平压强梯度力方向流动的海水拉向右偏（北半球）,直到地转偏向力与水平压强梯度力大小相等、方向相反时,洋流便沿等压面与等势面的交线流动了,洋流以等速前进,这时的洋流,叫做密度流.显然,面对密度流的流向,左边等压面低,右边等压面高；左面密度大,右边密度小.一般说,海水的盐度变化范围不大,而海水的温度差别较大,因此海水的密度主要取决于海水的温度,如果观测者面朝流向,则其左边水温低,右边水温高（在南半球,上述方向则相反）.世界上最强大的洋流,如湾流、黑潮、本格拉海流,都属于与海水密度分布有关的海流.
上升流 上升流是从表层以下铅直上升的海流.表层流场产生水平辐散所造成.反之,表层流场产生水平辐合,就造成从表层铅直向下的海流,称为下降流.这两种流动合称为升降流,是大洋环流的组成部分 .上升流的流速甚小 ,约10-4 10-2厘米／秒,而且因地而异,如北美的加利福尼亚外海的上升流,流速为20米／月；中国浙江近海的上升流的流速,可达87.6米／月；南美西岸的强上升流,流速可达200米／月.当季风沿海岸线吹刮时,会产生大片的上升流.索马里和阿拉伯半岛东面的海岸带的上升流,是地球上最强的上升流.中国的台湾和海南岛近海,以及东海某些海域,都有上升流.在岛屿和海岬的背风侧,暗礁周围和北半球较强的逆时针流旋中,以及水团的边界处,都会产生局地的上升流.上升流可把深海区的海水营养盐带到表层提供了丰富的饵料使该海区成为渔场.
补偿流
由风海流和密度流产生的洋流,使出发海区的海水减少,而由相邻海区的海水来补充.补偿流有水平的（如赤道逆流）,也有垂直的.垂直补偿流又分为上升流和下降流,秘鲁附近的海区就是典型的上升补偿流