海洋分布与洋流系统一、海洋的分布（一）海洋的划分及其特征海洋是指地球表面广阔而连续的咸水水体的总称。我们所生活的地球的总面积约 5.1 亿 km2，海洋就像一幅巨大的蓝色地毯，覆盖着约 3.6 亿 km2 的地表面积，占地球总面积的 71%。海洋的基本形态单元有两种，一是大洋远离大陆、深邃而广袤的水域；二是海靠近大陆、或受大陆包围，位于大洋边缘的水域。大洋是海洋的主体，约占整个海洋面积的 89%，水深一般超过 3 000m 以上。大洋水体海水的盐度较高，表面平均盐度约 35‰，水色高，呈蓝色或天蓝色，海水的透明度大，水文要素不受大陆的影响。在海水运动方面，具有独立的潮波系统和海流系统，洋底地壳具有洋壳性质。海附属于大洋，它们有些以狭窄的海峡与大洋相连，有些以岛链与大洋相连，分别称为海或海湾。海的面积远比大洋小得多，水深相对大洋也较浅，一般都在 3 000m 以下。海水的盐度较低，水色低，透明小，水文要素的季节变化十分明显。在海水运动方面，潮汐系从大洋传来，但潮差却比大洋大得多。海底地壳多为陆壳性质。海的形态据其海陆相关位置，可进一步划分为边缘海、陆间海和内陆海。边缘海是一边以大陆为界，另一边以半岛或岛屿为界，与大洋分隔开的海。如我国的东海和南海等。边缘海的特点是与大洋水交换比较自由。其中靠近大陆一侧较近的海域受大陆影响大，沉积物丰富，水文状况随季节变化明显，而靠近大洋一侧的海域受大洋影响较大，水文状况相对比较稳定。陆间海是介于大陆之间的海，深度较大，有海峡与外海或大洋相通。陆间海地区一般地壳活动活跃，海底地形复杂，多火山、地震。如亚欧大陆与非洲大陆之间的地中海、南、北美洲大陆之间的墨西哥湾和加勒比海等。内陆海是深入大陆内部的海，海洋状况受大陆影响十分显著，因而，在不同大陆环境条件下的内陆海，有很不相同的特点，如作为苏伊士地峡延伸部分的红海和为我国山东半岛和辽东半岛环抱的渤海等。（二） 全球海洋的地理分布1.四大海洋系统全球海洋通常被划分成四大海洋系统，分别是：太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋。太平洋介于亚洲、大洋洲、南极洲和美洲之间，它北起白令海，南到南极的罗斯海，东至巴拿马，西至菲律宾的棉兰老岛。太平洋是全球面积最大且最深的大洋。大西洋位于欧洲、非洲和美洲之间，南临南极洲，北连北冰洋，并与太平洋和印度洋有水道相通。大西洋是全球第二大洋，呈“S”形南北延伸，是四大洋中南北跨度最大的一个。大西洋两头宽中间窄，最窄处位于赤道附近，只有 1 500 海里左右。印度洋夹于亚洲、非洲、大洋洲和南极洲之间。它形状扁平，东西长、南北短，是一个热带大洋，大洋主体部分位于赤道附近，洋面平均温度为20~26℃之间。北冰洋位于亚洲和北美大陆之间，基本以北极为中心，是四大洋中面积最小，温度最低的寒带大洋，终年千里冰封。各大洋及其附属海域的面积、体积和平均深度情况参见表 5.1.1 。表 5.1.1 各大洋及附属海域的面积、体积和平均深度一览表资料来源：郭琨，海洋手册，北京：海洋出版社，1984 2.海洋的分布特征地球上海洋的面积为陆地面积的 2.5 倍，但海水的体积仅是地球体积的 1/800，海洋的平均深度只是地球平均半径的 1/1 600。因此海洋只是地球上的一层薄膜，但这层薄膜在地表也不是均匀分布的。如果以赤道为轴，把地球分成南北两个半球。北半球海洋面积占 60.7%，南半球海洋面积占 80.9%。尽管北半球分布着世界最大的大陆欧亚大陆和北美洲以及非洲的北部等，但也仅是在北纬 45~70°之间的陆地面积大于海洋面积，其他纬度上的海洋面积均比陆地面积大。在南半球，只有在南纬 80°以南的南极大陆地区是陆地以外，其他地区绝大部分都是海洋。此外，地球上的海陆分布还表现为南北半球对称分布的格局。如南半球以南极洲大陆为核心，海洋呈环状分布；北半球以北冰洋为核心，大陆呈环状分布。二、洋流系统海洋是“永动机”，海水处于不断的运动之中。海洋水的运动形式是多种多样的，如波涛汹涌的海浪波动，周期性的潮汐现象，规模宏大、首尾相接的大洋环流等，它们推动着海水从一个地区流向另一个地区，并发生着永无休止的混合作用，深刻影响着海水的理化性质。（一） 洋流的分类与成因洋流亦称海流，是指具有相对稳定流向和流速的海水运动。洋流运动主要受到风对海水的应力和海水的压强梯度力的影响，在这些力的作用下，还产生了一系列的派生力，如摩擦力、地转偏向力和离心力等，都对洋流运动的方向和速度产生影响。根据成因不同，洋流可分为：由于海水密度分布不均而产生的梯度流。风对海面的摩擦作用而产生的风海流；由于海水的流失和相邻海区的海水补充空缺所形成的海流称为补偿流。其中垂直方向的补偿流又可分为上升流与下降流。实际上，仅由单一原因产生的海流是极少的，多数海流是几个原因共同作用的结果。此外，在海洋学中，亦根据海流的温度性质将其划分为寒流和暖流。寒流是相对于周围的海水有较低温度的海流，而暖流则是相对于周围的海水有较高温度的海流。因此寒流的温度不一定比暖流的温度低，反之，亦然。寒流和暖流仅是一个相对概念，相对于其流经的海域的海水温度而言。1．梯度流为了更好地理解梯度流的成因，我们在这里引进两个概念：一是等压面，二是等势面（水平面）。等压面是压力处处相等的一个假想面，海面就可以近似地看作一个等压面。与等压力面垂直方向存在着压强梯度力，它作用于压力递减方向。由于海水压力随深度而递增，因此压强梯度力（D）垂直于等压面指向上方。而等势面也是一个假想的面，它与重力（g）方向垂直，海水沿此面运动时，重力不做功。如果没有其他外力影响，海水只受垂直向上的压强梯度力和垂直向下的重力影响。当海水密度分布均匀时，海面与等势面平行，压强梯度力和重力在垂直方向抵消，此时海水处于静止状态。由于某种原因，造成等压面的倾斜(参见图 5.1.1(a)）。这样，垂直与等压面的压强梯度力就产生了一个水平分量 D1，D1 就是梯度流形成的原动力。而梯度流一旦产生，就会受到地转偏向力的作用。在北半球，地转偏向力使运动的海水偏向流动方向的右侧，直到水平压强梯度力和地转偏向力平衡时，海流便趋于稳定。如图 5.1.1(b)所示，当上述两个力平衡时，海水沿等压面上的等势线流动(等势线即为等压面与水平面的交线)。在北半球，读者面对流向看，等压面从左向右上倾斜。通常情况下，密度较低的海水，位于海流流向的右侧；密度较高的海水，则在它的左面。南半球反之。等压面的倾斜可以由不同的原因引起。一种可能是由于外部因素变化引起的，如大气压力的变化、淡水在大河河口附近的堆积或呈楔形散布、风引起的增水或减水等，这种情况下形成的海流称为倾斜流；另一种可能是海水自身的盐度发生变化而引起的密度分布造成的，这种海流称为密度流。倾斜流与密度流的唯一区别在于前者的海流速度是上下一致的，而后者是上大下小。 2．风海流风海流是在风的作用下而产生的风对海水的应力，包括风对海水的摩擦力和施加在海面迎风面上的压力而形成的一种稳定海流，是海流中比较重要的一种。在上面分析的梯度流中，摩擦力被忽略不计。但对于风海流而言，风对海水的摩擦作用是至关重要的。海水一般总是处在涡动状态，即小水块可以自由地从一个水层进入另一水层。当小水块由速度大的水层进入速度小的水层，同时将它的动量带进这一水层时，使这一水层的平均动量增加；当水块从速度小的水层进入速度大的水层时，速度大的水层的平均动量减少。正是由于海水的涡动摩擦，风才把能量传递给海水的表层及其以下各层，从而使海水沿着一定方向流动。1893~1896 年，海洋调查船“弗拉姆号”，在进行北冰洋调查时发现，漂浮在海面上的冰块并不是沿着风向移动，而是偏在风向之右 20°~ 40°。这说明海流是偏于风向之右流动的。为什么为产生这种偏差呢？挪威海洋学家南森认为，这是地球自转引起的现象。他进一步指出，海面以下的水层，偏离的程度应更大些。根据南森的建议，瑞典物理学家艾克曼，第一个用数学分析的方法，对这个问题进行了理论上的研究，得出了著名的“艾克曼漂流理论”。“艾克曼漂流理论”的基本假定是：(1)海洋是无限广阔的、海水是足够深的；(2)海洋不发生增水或减水现象、海水的密度是不变的；(3)海面上的风场是稳定的，且时间足够长到能形成恒定的流。在这种情况下，只有摩擦力起作用，那么，海流就是摩擦力与地转偏向力达到平衡时的海水流动状态。据此得出的结论是： (1)北半球表面流偏于风向之右（南半球偏左）45°，这个偏角与风速和流速无关。(2)风海流的流速和流向随深度发生变化。深度增加，流向不断右偏（南半球左偏），流速以指数规律递减。(3)风海流的流向随深度增加而逐渐向右偏转，到达某一深度 H 时，其流向与表面流流向相反，流速接近于零。这个深度称为风海流的作用深度。风海流的作用深度一般在大洋水深 200~300m。(4)伴随着风海流，在其作用深度范围内，海水会被输向远方。风海流不是沿着风向运输海水，也不是沿着偏于风向之右 45°运输，而是沿着与风垂直方向运输海水的。虽然风海流的表面流偏于风向的 45°，但随着浓度的加深，海流的方向不断右偏，直至与表面流方向相反。因此，总体上看，海水水量运输方向是风向之右 90°。3．风海流的副效应由于风海流的水量运输，就可以导致海岸附近的增水和减水现象，从而又产生相应的海流，这叫做风海流的副效应。风海流的副效应可以产生补偿流和倾科流。设想北半球有一海岸，风向大致与海岸平行，且海水密度随深度而增加。如果海岸位于风向的右方（图 5.1.2(a)），风海流的水量运输，使得较轻的表层海水输向海岸，并在海岸附近发生堆积作用（图 5.1.2(b)），而在离海岸较远的地方，较重的海水随着较轻海水的后面上升（图 5.1.2(c)）。如果海岸位于风向的左方，则岸边较轻的表层海水向外输送，而较重的海水将在靠近海岸处上升，取代离岸的表层海水，这种向上升的水流，称为上升流。此外，海岸附近风的增水和减水效应，使得作为等压面的海面及其下的各等压面都发生了倾斜，从而形成与等压面倾斜相适应的倾斜流。 W．风向 T．海水运输方向 D，D+1，……．海面的等高线图 5.1.2 风产生平行于海岸的水流及其引起的垂直环流上升流的成因与海洋地形、风系分布和海流系统均有关系。它不但在大洋东西两岸普遍存在，而且有些中尺度涡旋也往往伴随着上升流。这种中尺度涡旋类似于大气中的气旋和反气旋，也有“高压”与“低压”之分，对大洋的水文环境的变异、生物的分布和海—气交换等过程起着重要的作用。在北半球稳定的反气旋控制的海区内，风围绕反气旋中心作顺时针方向流动。因此，由风所引起的海水水量运输，大体说来是趋向反气旋中心。这样一来，较轻的表面海水将在反气旋中心区堆积起来，海水就会下沉，从而形成下降流。而在反气旋的周围，次表层较重的海水就会上升到表层，以补偿表层海水的流失。从水平方向上来看，反气旋中心的海水暖而轻，密度小；反气旋周围的海水冷而重，密度大。海水密度在水平方向上的这种不均匀分布，将会产生一支与风向相同的表面海流，叫反气旋型环流；同理，在气旋控制的海区内，风围绕气旋中心作逆时针方向流动，由风引起海水的水量运输是向外的，结果在气旋中心，表层较轻的海水被输向气旋边缘海区，次表层较重的海水，便上升到海面。这样形成的密度分布不均，同样要产生与风向一致的海流叫气旋型环流。由表层海水的向外辐散，在气旋中心就会产生上升流。可以想象，在大型水平环流之上，还叠加有垂直方向的环流。（二） 全球大洋环流模式1．大洋表层环流模式大洋表层环流主要是由稳定的盛行风引起的风海流。因此，大洋表层环流和大气环流有着密切的关系。我们知道，大气环流模式呈带状分布（如图 5.1.3(a)），它控制着地球表面的盛行风系的风向。由于海陆分布不均，气压带被割裂成几个不连续的气压中心。因而，由风所引起的海流不可能沿纬度流动，而只能成为围绕高压中心的环流。在北半流，绕副热带高压中心而流动的，为一顺时针方向的环流；绕副极地低压（中纬度低压）流动，为一逆时针方向环流（如图 5.1.3(b)）。在南半球，与副热带高压区相应的环流为逆时针方向。副极地低压与极地高压基本上呈带状，那里的海流与纬圈平行。因此，与北半球相对应的那个气旋（顺时针方向）环流便不存在。大洋表面环流模式图使我们对大洋表面环流有一个基本轮廓的认识。但是，由于海、陆的不均匀分布，风场相对赤道的不对称性，以及地形的影响等，使实际海流比上述理想模式复杂得多，而且各大洋的情况也不尽相同。各大洋表面环流的情况如图 5.1.3 所示。 图 5.1.3(a)北半球的气压带分布图 图 5.1.3(b)大洋环流模式图（1）太平洋表层环流。由太平洋南、北部副热带高压中心向四周吹的盛行风系是形成南、北太平洋较低纬度大洋温水环流系统的主要因素。由于风向和洋流流向都受地转偏向力的制约，再加上陆地的影响，所以北太平洋副热带高压中心的四周洋流呈顺时针方向流，它是由北赤道暖流、黑潮暖流、北太平洋暖流和加福尼亚寒流组成的；而南太平洋副热带高压中心四周洋流呈逆时针方向流，它主要是由南赤道暖流、东澳大利亚暖流、西风漂流和秘鲁寒流组成的；在北太平洋较高纬度地区常年受北太平洋副极地低压中心控制，由四周吹向低压中心的风系呈逆时针方向运行，形成了逆时针方向的冷水环流，这一环流包括北太平洋暖流、阿拉斯加暖流和亲潮寒流。另外，在太平洋的赤道附近还形成自西向东的赤道逆流。（2）大西洋表层环流。大西洋信风带有两道信风赤道流，均由东向西流。南赤道暖流位于赤道以南，但当它由非洲沿岸流向美洲沿岸附近时，受南美大陆以直角的轮廓在 7°S 附近向东伸入的影响，使南赤道洋流分为南北两支，北支沿大陆海岸到小安的列斯群岛，叫圭亚那暖流；南支沿大陆东岸南流，称巴西暖流。巴西暖流南下在拉普拉塔河口附近，与北上的福克兰寒流汇合，然后受西风作用而向东流，成为西风漂流的一部分。西风漂流在接近南非后，一部分继续东进，入印度洋；一部分沿非洲西岸北上，为本格拉寒流。本格拉寒流在 10°S 附近与南赤道暖流首尾相接，形成了南大西洋的逆时针环流系统。北赤道暖流从佛得角群岛开始，受亚速尔高压南侧的东北信风驱使，自东向西流，至安的列斯群岛附近，称安的列斯暖流。安的列斯暖流大部转向西北，小部与从南赤道暖流北上的圭亚那暖流一起，直接向西穿过小安的列斯群岛间的海峡，进入加勒比海，合称为加勒比暖流。加勒比暖流，经尤卡坦海峡注入墨西哥湾。由于墨西哥湾比附近的大西洋水位要高，因此，从佛罗里达海峡流出，构成强大的佛罗里达洋流，它与东南来的安的列斯暖流汇合后，称为墨西哥湾暖流。墨西哥湾暖流到 40°N 附近，已进入亚速尔高压区北部的西风带，因此开始折向东，且呈扇形展开，称北大西洋暖流。北大西洋暖流大部分通过不列颠群岛之间，继续向东北流入挪威海和北洋洋，小部分在接近伊比利亚半岛时，向南沿欧非海岸南下，形成微弱的加那利寒流，到佛得角群岛附近，与北赤道洋流首尾相接。这样，在环绕亚速尔高压区也形成一个环流系统。图 5.1.4 大洋表层环流分布图在大西洋洋流系统中，还有两条洋流需要提及：一是在南、北赤道暖流之间、流向与之相反的赤道逆流，它东流注入几内亚湾，称为几内亚湾暖流；另一条是从加拿大北部诸岛与格陵兰岛之间，沿拉布拉多半岛南下的拉布拉多寒流。此寒流流经纽芬兰岛东南 40°N 附近与北上的墨西哥湾暖流相汇，使这一带海域经常多雾，而且是温水鱼群和冷水鱼群汇聚的场所，形成世界有名的纽芬兰渔场。还需指出，顺拉布拉多寒流还经常从北冰洋或格陵兰带来巨大的冰山南下，有时给航海带来严重的威胁。（3）印度洋表层环流。印度洋与太平洋和大西洋不同，它的洋流系统只有在南半球才有沿一定方向流动的海流，并形成与其他大洋相似的环流系统。 北印度洋没有类似的海洋环流是因为印度洋几乎位于赤道以南。北印度洋不仅面积小，没有足够宽阔的海区提供环流发展的场所，而且在突出的印度半岛的两侧，有阿拉伯海和孟加拉湾，妨碍海水的大环流。在信风带区域中，季风的更替也有显著的影响。印度洋北部的海流，很大程度受变换的气压系统制约。北部的海流随季节而变化，夏季西南风，冬季东北风，因而海流也带来显著的季风流的性质。由西南季风引起的海流发生在 5~9 月，10 月是其转换期。东北季风引起的海流是在 11~1 月。从东北季风后期 2~4 月，为转换期中产生的海流。南印度洋的大环流是逆时针方向的。太平洋、大西洋在南、北半球都有赤道海流，但是在印度洋只有在南印度洋有南赤道暖流，太平洋、大西洋的南赤道暖流是从赤道向北伸展纬度数度，但在印度洋完全是在赤道以南 10°和南回归线之间，自东向西流动，在马达加斯加岛附近分成南北两支：北支夏季成为季风流的开始，这时不存在赤道逆流，冬季则成为赤道逆流的起始；南支一部分经莫桑比克海峡沿非洲海岸南下，为莫桑比克暖流。另一部分则绕过马达加斯加半岛南下为马达加斯加暖流。绕过马达加斯加半岛后，两股海流汇合并在 40°S 融入西风漂流中。西风漂流东行遇澳大利亚大陆西南端，大部分继续东流，小部分沿岸北上，称为西澳大利亚寒流。西澳大利亚寒流在 15°S 附近与南赤道暖流首尾相接，构成印度洋赤道以南的完整的洋流环流系统。2、大洋垂直环流全球海洋为一体，大洋表层存在着多个环流，在深层也同样存在着海水循环。这样势必出现某海区减水，其他海区增水。根据海水的连续性，必然出现上升流和下降流，从而形成垂直环流，以调节减水和增水。深水环流是相当复杂的，在这里只阐述全球大洋中由海水辐聚和辐散形成的垂直环流。（1）信风和赤道逆流区。在赤道附近，赤道逆流和北赤道暖流分界处产生海水辐散，形成上升流。而在赤道逆流与南赤道暖流交界处，又形成海水的辐聚，形成下降流。上升流将深层营养盐类带到表层，这就为海洋生物的繁殖提供了有利的条件。（2）大洋西部暖流区。当西部环流到达大洋西北部时，将与南下的寒流相遇，辐聚下沉形成西北辐聚带。在寒暖流交流处，两种性质截然不同的海流发生强烈的混合，并形成许多大小不等的旋涡，它们在海水的垂直交换过程中，起着重要的作用。在这些海区存在着强烈的垂直交换和混合，下层水比较丰富的营养盐被带到表层，使那里的浮游生物和鱼类较多，形成渔场。（3）大洋东部寒流区。大洋东部寒流，一部分沿着大陆的西岸流向低纬区，最后汇入信风流。表层海水受信风的作用而离岸外流，使下层海水向海面上升。由于丰富的营养盐被上升流输向表层，使浮游生物大量繁殖，也是好渔场。（4）副热带高压区。由于地转偏向力的作用，周围表层海水向这里堆积，辐聚下沉，形成所谓的亚热带辐聚带。由于海水下沉，海区内溶解氧含量较高，但营养物质含量较低，海水贫瘠，浮游生物很少，使表面海水中悬浮物质极少。特别在低纬区一侧，海水具有最大的透明度和最高的水色。（5）极地区。在极地高压所形成的极地东南风的作用下，沿南极大陆周围，形成西风环流，范围很小，强度不大。它与西风漂流的交界处，由于地转偏向力的作用，形成辐散带，深层水在此上升。在靠近南极大陆一侧，同样由于地转偏向力的作用，产生辐聚下沉，这种下沉作用，由于表层水的冷却和冬季大量的结冰而大大加强。综上所述，全球大洋的洋流是由表层环流和垂直环流所构成的统一的、复杂的环流体系。海洋和大气是相互作用的，各海流的特性，不管是表面的、还是深层的，都是在海面一定气候条件下形成的；反过来，洋流的性质又深刻地影响着大气过程和沿岸的气候，并进而影响到自然地理环境。3、环流异常与厄尔尼诺及拉尼娜现象一般在正常年份，大洋系统遵循着稳定的环流模式，从而形成沿岸稳定的气候特征。如在低纬大洋东侧常年是寒流主导，沿岸干燥而凉爽。而在低纬大洋西侧是暖流常年主导，给沿岸 地区带来丰沛的降水。但在某些年份也会出现环流异常，最为典型的就是发生在赤道以南太平洋东岸的“厄尔尼诺”现象。“厄尔尼诺（El Nino）”是西班牙语“圣婴”的意思，因其经常在圣诞节前后出现而得名。在通常情况下，赤道暖流在信风的作用下，自东向西将赤道区域的表层暖水输送到太平洋西侧，给西岸地区带来丰沛的降水。当太平洋东侧表层暖水随海流流走后，底层冷水上升补充，带来丰富的营养物质，使沿岸形成著名的秘鲁渔场。同时，来自高纬的秘鲁寒流也使这一地区海水温度较低，沿岸干燥少雨。当“厄尔尼诺”现象发生时，这种环流模式被改变。赤道暖流则是转向东流，并沿秘鲁沿岸南下，造成沿岸海水大面积增温，并抑制底层上升流的发育。由于水温突然上升，使沿岸的冷水鱼类不适应环境，加之上升流不活跃，营养物质缺乏等，造成鱼类逃走或死亡，给秘鲁沿岸渔业生产带来巨大损失。暖流南下也给沿岸地区带来大量的降水，形成暴雨洪水，冲毁房屋和道路，并造成严重的水土流失等。太平洋西岸因缺乏暖流的惠顾，则出现严重的干旱少雨天气。“厄尔尼诺”现象的影响是广泛的。越来越多的证据显示，当它发生时，不仅南美洲和亚洲地区受到深刻影响，在非洲、北美和欧洲也会发生不同程度的气候异常现象。通过长时期的观测显示，“厄尔尼诺”现象每隔 2~7 年发生一次。遗憾的是，至今为止科学家还无法清楚地解释这种现象。但是观测数据也显示了另一种现象，即每当“厄尔尼诺”发生的第二年，就会出现与之相反的“拉尼娜”现象。“拉尼娜”是“圣女”的意思，取其与“圣婴”的反义。在“拉尼娜”现象发生的年代，季风非常强大，足以把东太平洋表层暖水带走，使海面以下深达百米的冷水上升，结果使南北美洲以西的表面海水温度降低。这对于秘鲁沿岸的渔业生产是极为有利的。气候的这种交替现象说明，拉尼娜现象是修正由厄尔尼诺现象造成的气候失衡的一种自然方式