1、风生大洋环流
继埃克曼漂流理论之后，许多学者根据大洋上的实际风场特征，同时考虑到科氏力随纬度的变化这一事实以及大洋岸边的摩擦作用，模拟不同大洋形状，进行了各种实验，对整个世界大洋环流进行了研究。
早在1948年，斯托梅尔(H.Stommel)就根据海面上风应力并考虑到铅直湍切应力及科氏力等的平衡关系进行了研究。得出了如图5—12所示的均质大洋环流结构：图中(a)是科氏力为零或为常数的环流结构，而图中(b)是科氏力随纬度增高而增大时的环流结构。试验中，他假定大洋为等深的矩形，位于赤道一侧，风应力随纬度而变化，分别计算了三种不同平衡条件下的流场：(1)当科氏力为零时，即只考虑风应力与湍切应力平衡时的海流情形；(2)当科氏力为常数时的情况与(1)相似，即流线都是对称的，如图5—12中(a)；(3)考虑科氏力随纬度变化时，所得的流线型与大洋流场一个主要特征十分相似
2、热盐环流
由风驱动形成的风生环流，主要表现在大洋的上层。由温、盐变化引起的环流常被称为热盐环流。相对而言，它在大洋中下层占主导地位。热盐环流相对风生环流而言其流动是缓慢的，但它是形成大洋的中下层温、盐分布特征及海洋层化结构的主要原因。
描述热盐环流的一种较为简单的模型是，把南北洋盆视为一套叠置在一起的“锅”，每个“锅”与等密度面(严格说是等位密面)一一对应。极地的高密冷水沿等密面下沉最深，中纬度的海水只能下沉到中等深度(图5—14)。当然实际海洋中的情况要复杂得多。
根据等密面上的温盐结构分析，可以确定由热盐作用引起的海水运动情况。由于大洋深处海水的温盐等特性取决于其源地的特性及其在运动过程中与周围海水混合的情况，因此可以追踪其源地的主要特性的分布与趋向，借以推断环流的运动与分布情况。这种方法称为核心层分析法。
典型的例子是分析横贯大西洋的地中海溢流的分布情况。由于地中海水的高盐(接近38.0)，尽管温度较高(接近13.0℃)，但仍具有较高的密度。温暖而高盐的地中海水跨过直布罗陀海槛溢入大西洋之后开始下沉，在下沉过程中与东北大西洋相对低温低盐而密度仍然较小的海水发生混合，大致在1100m的深度上混合水所受的重力和浮力平衡。此后，该高盐“核心”继续在北大西洋扩展散布。
根据海水性质的分析，世界大洋深处的海水主要是由表层海水下沉而形成的，其主要源地是北大西洋的格陵兰海、挪威海和南极大陆边缘的威德尔海等。以往人们认为由热盐作用所形成的大洋深处环流的速度是很小的(每天几毫米)，但近年来观测表明，并非所有深层环流速度都很缓慢。
G.乌斯特(Wüst)于1935年根据大西洋深处溶解氧含量的分布与地转流的计算指出，沿大洋西边较狭窄的地带内，在南半球存在着一支沿洋底向北运动速度较快的流动，在北半球则有沿西边在底层水之上向南的运动，后来中性浮子的观测证实了这一结论。
斯托梅尔提出了大洋热盐环流的一种模式，他认为由于海水体积的守恒性，高纬下沉的海水必然引起大洋内存在海水的上升运动。除了以后要提及的南极海面辐散带以外，他根据大洋主温跃层实际上是稳定的这一事实，提出了海水下沉是局部的，但上升运动遍及整个中低纬度海区。理由是低纬海区每年有净的热量收入，如果没有下面的冷水上升的补偿，则主温跃层会增深。
K.威尔特奇(1961)从数值上讨论了一种经向热盐环流，考虑海洋上层与表层的向极流，高纬海区高密水下沉，在深层向赤道方向散布，以及海水通过主温跃层上升，通过海洋上层热平衡的研究，推断上升的速度为(1～5)×10-7m/s。
假设水的输送率平均为45×106m3/s，则海洋热盐环流的总周期约为1000年左右，北大西洋约为500年，而北太平洋为2000年以上。
3、世界大洋环流和水团分布
一、世界大洋上层主要水平环流
世界大洋上层环流的总特征可以用风生环流理论加以解释。太平洋与大西洋的环流型有相似之处：在南北半球都存在一个与副热带高压对应的巨大反气旋式大环流(北半球为顺时针方向，南半球为逆时针方向)；在它们之间为赤道逆流；两大洋北半球的西边界流(在大西洋称为湾流，在太平洋称为黑潮)都非常强大，而南半球的西边界流(巴西海流与东澳海流)则较弱；北太平洋与北大西洋沿洋盆西侧都有来自北方的寒流；在主涡旋北部有一小型气旋式环流。
各大洋环流型的差别是由它们的几何形状不同造成的。印度洋南部的环流型，在总的特征上与南太平洋和南大西洋的环流型相似，而北部则为季风型环流，冬夏两半年环流方向相反。在南半球的高纬海区，与西风带相对应为一支强大的自西向东绕极流。另外在靠近南极大陆沿岸尚存在一支自东向西的绕极风生流(图5—15)。
(一)赤道流系
与两半球信风带对应的分别为西向的南赤道流与北赤道流，亦称信风流。这是两支比较稳定的由信风引起的风生漂流，它们都是南北半球巨大气旋式环流的一个组成部分。在南北信风流之间与赤道无风带相对应是一支向东运动的赤道逆流，流幅约300～500km。由于赤道无风带的平均位置在3°～10°N之间，因此南北赤道流也与赤道不对称。夏季(8月)，北赤道流约在10°N与20°～25°N之间，南赤道流约在3°N与20°S之间。冬季则稍偏南。
赤道流自东向西逐渐加强。在洋盆边缘不论赤道逆流或信风流都变得更为复杂。赤道流系主要局限在表面以下到100～300m的上层，平均流速为0.25～0.75m/s。在其下部有强大的温跃层存在，跃层以上是充分混合的温暖高盐的表层水，溶解氧含量高，而营养盐含量却很低，浮游生物不易繁殖，从而具有海水透明度大，水色高的特点。总之赤道流是一支高温、高盐、高水色及透明度大为特征的流系。
印度洋的赤道流系主要受季风控制。在赤道区域的风向以经线方向为主，并随季节而变化。11月至翌年3月盛行东北季风，5～9月盛行西南季风。5°S以南，终年有一股南赤道流，赤道逆流终年存在于赤道以南。北赤道流从11月到翌年3月盛行东北季风时向西流动，其他时间受西南季风影响而向东流动，可与赤道逆流汇合在一起而难以分辨。
赤道逆流区有充沛的降水，因此相对赤道流区而言具有高温、低盐的特征。它与北赤道流之间存在着海水的辐散上升运动，把低温而高营养盐的海水向上输送，致使水质肥沃，有利于浮游生物生长，因而水色和透明度也相对降低。
太平洋在南赤道流区(赤道下方的温跃层内，有一支与赤道流方向相反自西向东的流动，称为赤道潜流或克伦威尔流)。它一般成带状分布，厚约200m，宽约300km，最大流速高达1.5m/s。流轴常与温跃层一致，在大洋东部位于50m或更浅的深度内，在大洋西部约在200m或更大的深度上。赤道潜流的产生显然不是由风直接引起的，关于其形成、维持机制有许多观点，其中，有的认为它是由于南赤道流使表层海水在大洋西岸堆积，使海面自西向东下倾，从而产生向东的压强梯度力所致。由于赤道两侧科氏力的方向相反，故使向东流动的潜流集中在赤道两侧。这种潜流在大西洋、印度洋都已相继发现。
(二)上层西边界流、湾流和黑潮
上层西边界流是指大洋西侧沿大陆坡从低纬向高纬的流，包括太平洋的黑潮与东澳流，大西洋的湾流与巴西流以及印度洋的莫桑比克流等。它们都是北、南半球主要反气旋式环流的一部分，也是北、南赤道流的延续。因此，与近岸海水相比，具有赤道流的高温、高盐、高水色和透明度大等特征。
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