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发信人: linmeimei (lj(waterdog)之复活;不是mm是gg), 信区: Geography
标  题: 洋流
发信站: 哈工大紫丁香 (Thu Nov 17 09:03:08 2005), 转信

发信人: tclscorpion (【晋】丢饭卡之王【LZU】), 信区: Geography
标  题: 洋流
发信站: 南京大学小百合站 (Fri Nov 11 19:06:31 2005)


洋流

　

一、洋流的成因及类型

（一）洋流及其分类

1.洋流的概念 洋流即海流，是指海洋中具有相对稳定的流速和流向的海水，从一个海区水
平地或垂直地向另一海区大规模的非周期性的运动。

洋流具有非常大的规模，如湾流，它的流量相当于世界陆地总径流量20余倍。所以洋流是
促成不同海区间进行大规模水量交换的主要因子。伴随着大规模的水量交换，还有热量交
换、盐分交换和溶解气体交换等。所以洋流对气候、海洋生物、海洋沉积、海上交通，以
及海洋环境等方面都有巨大影响。

2.洋流的分类 洋流按成因可分3类：①风海流：是在风力作用下形成的；②密度流：是由
于海水密度分布不均匀引起的，当摩擦力可以忽略不计时，密度流又称地转流或梯度流；
③补偿流：是由于海水从一个海区大量流出，而另一个海区海水流来补充而形成的。补偿
流可以在水平方向上发生，也可在垂直方向上发生。垂直方向的补偿流又可分为上升流和
下降流。

洋流按本身与周围海水温度的差异又可分为暖流和寒流两类。暖流是指本身水温较周围海
水温度高；寒流则相反。

洋流按其流经的地理位置又可分为赤道流、大洋流、极地流及沿岸流等。

在生产实践中，有时把海岸带的海流分为潮流和余流两种。在海岸带实测到的海流通常是
潮流、风海流、地转流等叠加的合成海流，这种合成海流可分解为：周期性海流—潮流和
非周期性海流—余流。实际上，仅由单一原因产生的海流极少，往往是几种原因共同作用
的结果，但也有主次之分。如近海以潮流为主，外海以风海流和梯度流为主。

3.作用于洋流的力 作用于洋流的力主要有风对海水的应力和海水的压强梯度力。在这些力
的作用下，当海水运动起来后，还产生一系列派生的力，如摩擦力、地转偏向力和离心力
等。

1）风的应力 风对海水的应力包括两个方面，一是风对海面的摩擦力（切应力），另一是
风施加在海浪迎风面上的压力（正压力）。所以，风作用于海面，除形成波浪外，还会产
生海水的前进运动，即洋流。

2）压强梯度力 单位面积所受到的压力称之压强，而流体内部任一点压强，只取决于液柱
的自重，而与方向无关，随着海水深度的增加，压强愈来愈大。所谓梯度，是相对空间的
变化率。梯度是沿压强变化最大的方向，压强随距离的改变率，其方向指向压力增加的方
向。在两个等压面之间，垂直等压面的方向就是压强变化的最大方向，也就是压强梯度的
方向。由压强梯度引起的力，叫压强梯度力，它是由压力大的方向指向压力小的方向，即
与压强梯度的方向相反，在海洋里，它是指向上的。压强梯度力的方向可以这样来理解，
当外加压力增大时，液体受到进一步压缩，处于压缩状态下的流体，能产生向外膨胀的力
，这种力可以看成是一种弹性力。在液体中，可以认为是排列得很紧密的液体分子间相互
作用的排斥力。

3）摩擦力 当海水作相对运动时，流速不同的海水之间就会发生动量交换，表现为内切应
力的摩擦力。这是海水分子不规则的热运动或海水微团、小块的杂乱运动导致的。其结果
是使流速大的海水减速，流速小的海水加速，以致最后使它们的速度趋于均匀化。例如当
表层海水具有一定的速度时，下层海水也将被带动而具有速度，结果使表层海水速度减小
，下层海水速度增大，上下层海水速度逐渐趋于均匀化。

4）地转偏向力 当物体在地球上作相对运动时，就会受到偏向力的作用，其性质与惯性力
类同。地转偏向力在北半球偏右，与流速方向垂直。对于单位质量的物体，其量值如下式
：

f=2w sinj v (4-30)

式中，f为单位质量物体所受到的地转偏向力；ω为地球自转角速度；v为地理纬度；v为物
体的运动速度。

地转偏向力的量值极小，因此在大多数情况下，由于作用于物体上的力远较地转偏向力大
，故可略去不计，这就是将地球近似看成惯性系的原因。但在讨论大气和海水运动时，却
不能略去。这是因为作用于大气和海水的其他力也很小，如海洋里等压面倾斜的坡度，一
般很少有大于1.05×10-5者，即在1000米的水平距离内，海面仅上升或下降1厘米左右，而
使海水运动的重力在等压面上的分力为gsina。由于等压面相对于水平面的倾角a很小，所
以这个分力的数值也很小。计算表明，它与地转偏向力同阶。另外，由于海水流经距离很
长，受力作用时间也很长，所以地转偏向力对洋流有很大影响。

（二）洋流的成因类型

1.风海流（漂流、吹流）风海流是海水在风的切应力作用下形成的水平运动。大量的海洋
调查发现，海流流向和盛行风向间有一定的偏角。本世纪初由瑞典学者埃克曼创立的漂流
理论，相当成功地解释了风海流现象。风海流可分深风海流和浅风海流两类。

1）风海流理论的基本假定 假定海区远离大陆，海深无限，面积广大，海水运动不受海底
和海岸的影响；水面水平，海水密度分布均匀；作用于海面的风是定向恒速的。

风通过摩擦将一部分动量传给海水，使表层海水流动。由于地转偏向力（科氏力）的作用
，使海水流向在北半球偏于风向的右侧。借助海水的内摩擦，表层海水又带动下层海水流
动，地转偏向力的作用会使每一层水的流向偏于上一个水层流向的右侧。在摩擦转动过程
中，能量不断消耗，直到海面以下某深度处，能量消耗殆尽。经过长时间的定向恒速风的
作用，各层海水的流动便趋于定向、匀速状态。这就是风海流发生的物理机制。

2）风海流理论的几点结论

①风海流强度与风的切应力大小有密切的关系。切应力（τa）可用下式表示：

t a=c·r a·W2≈0.02W2 (4-31)

式中，c为系数：r a为空气密度，W为风速。

由（4-31）式可知，风的切应力大小与风速的平方成正比。

②受地转偏向力的影响，表面流向偏开风向45°左右（北半球右偏，南半球左偏）。不同
海区这一偏角稍有差别（表4-9），并随水深的增加呈线性加大，直到某一深处，流向与表
层流向相反，这一深度称为摩擦深度。通常将摩擦深度作为风海流所能达到的下限，一般
为100—300米。摩擦深度（Da）可按经验公式计算：

　



　



式中，W为风速（米/秒）；j 为地理纬度。

③风海流表层流速最大。埃克曼根据大量观测资料，求出风海流表层流速（v0）与风速的
经验关系式：



式中符号与（4-32）相同。

④由海面向下，流速按指数律减小，可用下式表达：

式中，vh为某一水深h处的流速（厘米/秒），h为水深（米）。

当h=Da时，上式可写成：

vh=v0e-π=0.043v0 (4-35)

即水深等于摩擦深度时，其流速只有表面流速的4.3％左右，可见摩擦深度上流速很小。当
超过摩擦深度时，风海流即可认为不存在。

从海面向下到摩擦深度Da的范围内，风海流的垂直分布模式。在平面上投影端点而构成的
曲线称为埃克曼螺线。

⑤理论计算表明，风海流水体输送方向偏于风向右侧（北半球），与风向的夹角为90°。
这是由于在摩擦深度内，海水内摩擦力的合力为零，又不考虑海底的摩擦，海流是在风切
应力和地转偏向力相平衡时的稳定流动。因此，风海流水体输送方向与风向的夹角应是90
°。

⑥上面讨论的是水深无限时的风海流。实际上海水的深度总是有限的。一般认为，当海水
深度与摩擦深度的比值（h/Da）大于或等于2时，即可以不考虑海底摩擦的影响，按深海风
海流处理。而当h/Da小于2时，海底摩擦的影响不容忽视，此时发生的风海流称为浅海风海
流。

浅海风海流因海水浅，受海底摩擦阻力影响，使浅海风海流表层流向与风向偏角变小，流
向随水深增加变化缓慢。当水深h=0.1Da时，洋流流向在整个水深上与风向一致；当水深h
=0.5Da时，偏角增大到45°；以后随水深的增加，偏角几乎不变；水深越浅，偏离的角度
越小。浅海风海流的水体输送方向也偏离风向的右侧（北半球），但偏离的角度小于90°
。

3）风海流的负效应 风海流作用包括两方面，一方面，风的切应力直接导致了一支深度不
大的风海流；另一方面，风海流体积运输又会使海水密度的水平分布发生变化，从而又产
生密度流。这种由于风海流的体积运输而导致的海流，叫做风海流的负效应。

海洋中海水密度分布的实际情况是上层海水暖而轻，密度小；下层海水冷而重，密度大。
又因为风海流的流速随深度增加以指数规律减小，所以上层流速大，偏转效应也大，下层
流速小，偏转效应也小。故表层暖而轻的海水输向右方（北半球），次表层冷而重的海水
，由于偏转效应小且受流体连续性原理的约束，必然从左边上升到表层，以补充表层水的
右移。海水密度的这一分布特点，将会导致一支与风向一致的密度流。

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
引起海水体积运输，是趋向反气旋中心。这样造成较轻的表层海水，在反气旋中心发生堆
积而下沉，形成下降流。而在反气旋周围，次表层较冷的海水就会上升到表层，以补偿表
层水的损失。这样，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的这种不均匀分布，将产生一支与风向一致的表面环流，叫反气
旋大洋环流。同理，在气旋控制的海区里，风围绕着气旋中心作逆时针方向流动，由风引
起的海水体积运输是向外的，结果在气旋中心，表层较轻的海水被输向气旋边缘海区，次
表层较重海水，便上升到海面。这种密度分布特点，同样要产生与风向一致的海流，叫气
旋型大洋环流。由于表层海水向外辐散，在气旋中心就会产生上升流。可以想象，在大型
反气旋型或气旋型水平环流之中，还叠置有垂直方向的环流。

在海岸附近，情况要复杂一些。例如，北半球大洋东岸附近某一海区，当平行于海岸的风
从南面吹来时，首先在海洋表面引起风海流，其作用深度也就是风海流的摩擦深度。风海
流体积运输，将导致表层海水在沿岸附近堆积，其结果，一方面将导致沿岸附近产生下降
流；另一方面，也会使海岸附近的海面（等压面）稍稍上升，等压面相对水平面发生倾斜
，从而会产生一支与风方向一致的海流。由于等压面的倾斜，是由风引起增水导致的，所
以等压面倾角上下一致，即这种海流具有倾斜流的性质。由此可见，风的切应力不仅产生
一支纯粹的风海流，而且还形成一支与风向一致的倾斜流。同理，平行海岸的风，从北方
吹来时，会在海岸附近形成风海流、倾斜流和上升流。

上升流是深层水被带到表层的过程。其重要性远远超过了它的物理意义，因为深层水能把
大量的营养物质带到表层，并为浮游生物所吸收。因此，在世界上，上升流区总是生物量
最富饶的区域。在中纬度大洋东侧，如秘鲁、加利福尼亚沿岸、西南非洲和北非西岸，以
及南大洋和白令海，上升流达到相当大的规模。据调查，上升流海域只占海洋面积的0.1％
，但渔获量却占全世界的50％。

2.梯度流（地转流）为了说明梯度流产生的原因，需介绍等压面和水平面的概念。所谓等
压面，是一个假想的面，沿着这个面，流体所承受的压力处处相等。海面可以近似地看作
是等压面。假定在海洋中选取两个等压面P1和P2，若P1=0，则在等压面P2上，单位面积所
承受的水柱重量为：



式中，m为两个等压面之间海水的质量；s为等压面的横截面积。其中：

m　=　ρhs (4-37)

式中，ρ为两等压面之间海水的平均密度；h为两等压面之间的垂直距离。所以

P2=ρgh （3-38）

若P1不等于0时，则

P2-P1=ρgh （4-39）

所以



可见，两个给定等压面之间的距离h，与其平均密度成反比，ρ愈大，该两个等压面间距愈
小，反之，则愈大。水平面也是一个假想面。这个面处处与重力垂直，这个面没有重力的
分量。物体在这个面上的运动，重力不做功，即位势相等。所以水平面又叫等势面。由于
重力垂直于水平面，且方向指向下。压强梯度力垂直于等压面，且方向指向压力减小的方
向，即向上。所以，当等压面与水平面重合时，压强梯度力与重力平衡，如果海水原来是
静止的话，会继续保持静止状态。当等压面相对水平面发生倾斜时，由于压强梯度力（D）
永远垂直于等压面，因此，从水平上看，可将压强梯度力分解成垂直于水平面的分力D1和
平行于水平面的分力D2。垂直分力D1与重力（g）方向相反，故被重力抵消；而水平分力D
2会促使海水流动。这个压强梯度力的水平分力就是产生梯度流的原动力。若从等压面上分
析，则可以把重力分解成两个分力，重力的一个分力与等压面垂直，方向与压强梯度力相
反，因而被抵消；另一个分力与等压面平行，促使海水流动，即重力在等压面上的水平分
力产生海流。这两种分析方法的效果是一样的。

若等压面的倾斜是由于海水密度在水平方向分布的不均匀所引起，这种海流叫密度流。


为深入了解海水密度分布（即海水质量场）与海水压力分布（即海水的压力场）之间的关
系，可选取一矩形海盆，假定海水的密度在水平方向的分布是均匀的，即ρA=ρB，若无外
界因素影响，则等压面必然与水平面重合，压强梯度力（D）与重力（g）平衡，流体继续
保持静止状态。若海盆一侧由于太阳辐射较强，而增温时，这一侧的海水就会膨胀，密度
减小，即ρA＜ρB，因此，右侧等压面升高，海面（等压面）A0B0变为A0B0′，等压面相
对水平面发生倾斜，从而在水平面上产生水平压强梯度力D2，这一力的大小，取决于等压
面倾斜的程度，若等压面倾角不变，则水平压强梯度力的大小就不会改变。在这一恒力作
用下，海水获得加速度，一旦海水开始流动，地转偏向力就会发生作用。实际上海流就是
在D2和地转偏向力f的合力作用下加速流动。最后水平压强梯度力与地转偏向力取得平衡，
海水便沿着等压面与水平面的交线作稳定流动，这时的海流就是密度流。

密度流的产生有两种：一种是由于海水受热、冷却、蒸发、降水的分布不均匀，使海水的
密度分布不均匀而产生流动，此种密度流又被称为热盐环流；另一种是由于不均匀的风作
用于海面，一方面产生风海流，另一方面产生垂直环流，进而导致海水密度重新分布，这
样也能形成密度流。

海水的密度与温度、盐度关系密切。温度高则密度小，温度低则密度大；盐度高则密度大
，盐度低则密度小。在密度小的地方，海面升高；在密度大的地方，海面降低，使原来海
平面叠加上一层厚度不等的水层，海平面产生了倾斜，导致海水运动。

3.补偿流由于某种原因使海水从一个海区流出，而使另一部分海水流入进行补充，海水的
这种运动，叫做补偿流。

补偿流可分两种：一种是水平补偿流；另一种是垂直补偿流（即升降流）

综上所述，产生洋流的主要原因是风力和密度差。实际洋流总是由几种原因综合作用的结
果。

二、大洋环流系统

（一）世界大洋表层环流系统

大气与海洋之间处于相互作用、相互影响、相互制约之中，大气在海洋上获得能量而产生
运动，大气运动又驱动着海水，这样多次的动量、能量和物质交换，就制约着大气环流和
大洋环流。海面上的气压场和大气环流决定着大洋表层环流系统。

1.大洋表层环流模式 大洋表层环流与盛行风系相适应，所形成的格局具有以下特点：

1）以南北回归高压带为中心形成反气旋型大洋环流；

2）以北半球中高纬海上低压区为中心形成气旋型大洋环流；

3）南半球中高纬海区没有气旋型大洋环流，而被西风漂流所代替；

4）在南极大陆形成绕极环流；

5）北印度洋形成季风环流区。

2.世界大洋表层反气旋型大洋环流 反气旋型大洋环流，分布在南北纬50°之间，并在赤道
两侧成非对称出现。

在东南信风和东北信风的西向风应力作用下，形成了南、北赤道洋流（又称信风漂流）。
其基本特点：从东向西流动，横贯大洋，宽度约2000公里，厚度约200米，表面流速为20—
50厘米/秒，靠近赤道一侧达50—100厘米/秒，个别海区可达160—200厘米/秒；由于赤道
偏北，所以信风漂流也偏北（但印度洋除外），因此赤道洋流并不与赤道对称。它对南北
半球水量交换起着重要作用，特别是大西洋，南大西洋的水可穿过赤道达北纬10°以北，
并与北大西洋水相混合。

赤道洋流遇大陆后，一部分海水由于信风切应力南北向分速分布不均和补偿作用而折回，
便形成了逆赤道流和赤道潜流。逆赤道流与赤道无风带位置相一致，其基本特征是：从西
向东流动，一般流速为40—60厘米/秒，最大流速可达150厘米/秒，为高温低盐海水。赤道
潜流位于赤道海面以下，流动于南纬2°到北纬2°之间，轴心位于赤道海面下100米处，轴
心最大流速约100—500厘米/秒。在赤道洋流和赤道潜流海区，表层水以下都存在着温度和
盐度的跃层。这两支洋流都是暖流性质。

赤道洋流遇大陆后，另一部分海水向南北分流，在北太平洋形成黑潮；在南太平洋形成东
澳大利亚洋流；在北大西洋形成湾流；在南大西洋形成巴西洋流；在南印度洋形成莫桑比
克洋流。这些洋流都具有高温、高盐、水色高、透明度大的特点。其中最著名的暖流有黑
潮和湾流。这两支洋流西向“强化”明显，流势强大。黑潮起源于吕宋岛以东海区，其水
源一部分来自北赤道流，一部分来自北太平洋西部亚热带海水，流经我国台湾一带，东到
日本以东与北太平洋西风漂流相接。其主要特点是：在台湾以东黑潮宽度约150海里（277
.8公里），平均流辐不到100海里（185.2公里），强流带靠近大陆一侧，表现出洋流西向
强化的特点，随水深的增加流轴偏右，其平均厚度约400米左右，最大厚度可达1000多米，
在主轴右侧有巨大旋涡，黑潮流路如蛇形，在多年内有很大变化；黑潮流速，在我国台湾
以东为50—80厘米/秒，到琉球以西增到100—130厘米/秒，琉球东北表层流速增至150—2
00厘米/秒，流速垂直分布随水深的增加而呈指数律减小，到600—700米深处尚有50—100
厘米/秒较强流速，到1000米深处还有20—50厘米/秒的流速，有人认为大约到2000—3000
米深处才没有明显的流动。

北大西洋湾流势力也非常强大，表层水流量达100×106米3/秒，相当于全球河川径流总量
20倍以上。

黑潮、东澳大利亚洋流、湾流、巴西洋流、莫桑比克洋流，受地转偏向力的影响，到西风
带则转变为西风漂流。西风漂流与寒流之间，形成一洋流辐聚带，叫做海洋极锋带。极锋
带两侧海水性质不同，冷而重的海水潜入暖而轻的海水之下，并向低纬流去。南半球因三
大洋面积彼此相连，风力强度常达8级以上，所以西风漂流得到了充分的发展，从南纬30°
一直扩展到南纬60°左右，表层水层厚度可达3000米，平均速度为10—20厘米/秒，流量2
亿米3/秒。

西风漂流遇大陆后分成南北两支，向高纬流去的一支成为暖流（北半球）；向低纬流去的
一支成为寒流，并以补偿流的性质汇入南北赤道流。这样就形成了大洋中的反气旋型环流
系统。属于这类寒流的有：北太平洋的加利福尼亚寒流，南太平洋的秘鲁寒流；北大西洋
的加那利寒流，南大西洋的本格拉寒流；南印度洋的西澳大利亚寒流等。

3.世界大洋表层气旋型大洋环流 气旋型大洋环流分布在北纬45°—70°之间。在大洋东侧
，为从西风漂流分出来的暖流，属于这类洋流有：北太平洋阿拉斯加暖流和北大西洋暖流
。其表层水一般厚度为100—150米。

在大洋西侧为从高纬向中纬流动的寒流，它是极地东北风作用下形成的。属于这类寒流有
：北太平洋的亲潮和北大西洋的东格陵兰寒流。其水层厚度可达150米，其水文特征是低温
、低盐、密度大、含氧量多。

4.北印度洋季风漂流 3大洋中唯有北印度洋特殊，在冬、夏季风作用下形成季风漂流。冬
季，北印度洋盛行东北季风，形成东北季风漂流；夏季，北印度洋盛行西南季风，形成西
南季风漂流。

5.南极绕极环流 南极绕极水是世界大洋中唯一环绕地球一周的表层大洋环流。它具有许多
独特性质，因此有人把它称为“南极洋”、“南极海”。依水温变化规律不同，南极洋可
分为两个海区：一是从南极大陆到南极辐聚线间的海区，称为南极海区，其表层水温较低
；二是从南极辐聚线到亚热带辐聚线间的海区，称为亚南极海区。

南极表层水形成于高纬海区，在极地东风作用下，形成一个独特的绕极西向环流；但是大
部分南极海中仍然以西风漂流为主。南极绕极环流的特点是低温、低盐，冬季大部分水温
在冰点左右，盐度34.0-34.5×10-3。南极绕极环流流量相当于世界大洋中最强大的湾流和
黑潮的总和，但流速仅为其1/10。

（二）世界大洋深层环流系统

在大洋深层环流系的垂直结构中，可分出暖冷两种环流系统和五个基本水层（表层、次层
、中层、深层和底层）。

1.暖水环流系统和冷水环流系统 大洋经向暖水环流分布的范围在南北纬40°—50°之间，
从海洋表面到600—800米深。其水文特征：垂直涡动、对流较发达，温度、盐度具有时间
变化，受气候影响明显，水温较高，所以称为暖水环流。在暖水环流中因有明显的温度、
盐度和密度跃层存在，所以，暖水环流又可分出表层水和次层水两种。

大洋经向冷水环流全部分布在大洋深处，从两极大洋表面一直伸展到大洋底部。其水文特
征是：垂直紊动不发达，洋流主要作缓慢的水平流动。由于它源于高纬海区，所以水温低
、盐度小，成为冷水环流。在冷水环流中，依海水运动特征和温度、盐度垂直分布规律的
不同，又可分为中层水、深层水和底层水。

2.表层水、次层水和中层水的环流 表层水一般达到的深度为100—200米，由于大气的直接
相互作用，该层的温度和盐度的季节性变化较大。次层水为表层水以下，到300—400米深
度（个别海区达500—600米）。中层水为次层水以下，到800—1000米深度（个别海区可达
1500米）。它不受季节性变化影响，但它同表层一起参与了风产生的表层环流，通常环流
速度随深度增加而减小。

表层水、次层水和中层水的共同特点是：从大洋表面到1000米深，都明显地存在着反气旋
型环流，就是由地转偏向力所决定的。从北纬40°到南纬50°—60°之间，这三层水共同
特点是，温度较高，盐度较大，密度较小；在北纬40°以北，这三层水的特点是，温度较
低，盐度较小，密度较大；在南纬60°以南，其特点是温度最低，盐度最低，密度最大。
次层水主要是由于亚热带辐合区表层水下沉和冬季对流作用下形成的；中层水是由亚热带
辐合区和高纬表层水下沉混合而成。

3.深层水的环流 中层水以下，到4000—5000米深为深层水，其形成主要是热盐环流。环流
形态与以上三层水有显著不同，成为独立的环流系统。深层水的运动据计算和新近的直接
观测表明，在整个大洋范围内不是均匀扩展的，而是如同上层海流一样，倾向于汇集在大
洋盆地的西部。

深层水特征：中低纬区水温为1.5-3.0℃，盐度为34.6-35.0×10-3，密度较小；高纬区水
温低，盐度小，密度大；南北极附近海区，2000米以下水温为-0.01-1.0℃，盐度小于35.
0×10-3，密度大。深层水来源于南极底层和格陵兰东南部海区的深层水，形成了巨大的深
层绕球性的纬向环流。在非洲好望角南端和新西兰南端这一环流的一部分水，分别流入印
度洋和太平洋。

4.底层水的环流 底层水位于深层水之下，遍布于大洋海底之上。底层水来源于南极大陆和
北冰洋附近。

发生在南极海区的底层水，称为南极底层水。它主要是形成于威德尔海和南极大陆架海区
，其水温低达-1.9℃，盐度为34.67—34.69×10-3，密度大。所以易下沉形成底层水，其
水量可达107米3/秒，然后沿大陆坡流入太平洋、大西洋和印度洋，并可越过赤道进入北半
球，在大西洋可达北纬45°；在印度洋可达孟加拉湾和阿拉伯海；在太平洋可达阿留申群
岛。

北极底层水形成于格陵兰附近的北极海区，水温在-1.4℃，盐度在34.62-34.92×10-3，密
度也大，有利于底层水的形成。形成后经冰岛与法罗群岛间的海槛以及丹麦海峡流出，但
因这些海区水深小于1000米，所以北极底层水不能大量地流入大西洋。

综上所述，世界大洋环流体系由表层（包括次表层水）环流、中层环流、深层环流和底层
环流所组成。表层环流系统主要是风成环流。中层水、深层水和底层水均为热盐环流。表
层水、次层水、中层水、深层水和底层水在其运动过程中，进行着全球性的大量交换与循
环，这构成了世界大洋中统一的环流体系。

三、水团

（一）水团的形成

水团是形成于同一源地（海区），其理化特性和运动状况基本相同的海水。海水就是由性
质不同的水团组成的。水团的性质，主要取决于源地所处的地理纬度、地理环境和海水的
运动状况，这些外界因素的影响，使水团具备了某种特性、并在一定条件下达到最强，这
个过程就是水团的形成。然而，在一定条件下，其特性强度又逐渐降低，这一过程又称水
团的变性。导致水团变性有内部因素和外部内素。内部因素主要是由于水团间的热、盐交
换；外部因素主要是由于海水与大气间的热交换和外部条件的变化而引起的温度、盐度变
化。

（二）水团的变性

水团按其理化性质的差异，可分为暖水团和冷水团。暖水团是由水温较高、盐度和透明度
较大、有机质较少、含氧量较低、养分含量较少的水体构成的；冷水团是由水温较低、盐
度和透明度较小、有机质含量较多、含氧量较高、营养成份丰富的水体构成的。水团按理
化特性在垂直空间分布的差异，又可分为：表层水团、次表层水团、中层水团、深层水团
和底层水团。

在海洋表层，由于长期受到当地的气象状况和海流影响，在一个比较小的范围内，也可以
形成水团。但因那里的气象状况和海流性质的变化，使表层水团的特性呈现较大的季节性
变化。反之，表层以下的水团，其性质则较为稳定。

水团性质虽较均一，但在空间上也有变化。每个水团都有一部分水体特性最为明显，这一
部分水体称为水团的核心。例如，冷水团中，水温分布也不是均匀的，其中水温最低的那
部分水体，就是冷水团的核心。水团核心特征值的高低，反映了全部水团的特征。水团核
心位置的变化，往往标志水团的迁移。水团的强度是水团体积和主要特征值的大小。

水团的边界，就是水团与水团间的交界面（或交界区），实际上是水团间的过渡带或混合
区，在海洋学上称为锋。锋面两侧的海水在理化特性上截然不同。锋区附近海水混合强烈
，两种水团带来的营养盐类丰富，浮游生物多，因而引来大量的鱼群，往往成为著名的渔
场。

大洋中存在着5个基本的水层，每一个基本水层中，又可分成几种不同的水团。

四、中尺度涡

上述大洋环流分布只是一种平均情况，所谓相对稳定的海流系统。实际上，海洋千变万化
，海流亦时刻变化着，不仅流轴是这样，每一点的流速和方向也是这样。下面简述近代提
出的一种不稳定流，即中尺度涡。

经典的风成大洋环流理论，较好地解释了大洋表层环流的基本特点，并认为：在组成各环
流体系的海流流动范围内，海水流动速度较快，属于海洋的强流区；而在各环流中心，则
流速不超过1厘米/秒的弱流区。此外，由于观测技术的限制，在本世纪60年代以前，一直
认为海洋深处的流速是微不足道的，有人甚至认为不应当用“流”这个概念。然而，70年
代以来，海洋水文物理学方面一个引人注目的重大进展，就是发现海洋中存在着许多中尺
度涡旋。这些中尺度涡旋不仅存在于强流区洋流的两侧，而且在环流中部的弱流区、在几
千米的深海处，都有中尺度涡旋的踪迹。中尺度涡旋的发现，使经典的大洋漂流理论受到
冲击，对大洋环流模式以及许多海洋现象，以前是用风成漂流理论解释的，现在看来有重
新考虑和修改的必要。

中尺度涡旋是指海洋中直径约有100—300公里，寿命约为2—10个月的涡旋。它比肉眼可见
的涡旋大得多，寿命也长久得多；但比一年四季都存在的海洋大环流又小得多，寿命也短
得多，因此称之为中尺度涡旋。

中尺度涡旋非常类似于大气中的气旋和反气旋，所以也称为天气式海洋涡旋。按其自转方
向和温度结构，可分为两种类型：一种是气旋式涡旋（在北半球为逆时针旋转），其中心
海水自下向上运动，使海面升高，将下层冷水带到上层较暖的水中，使涡旋内部的水温比
周围海水低，又称冷涡旋。另一种是反气旋式涡旅（在北半球为顺时针旋转），其中心海
水自上向下运动，使海面下降，携带上层的暖水进入下层冷水中，涡旋内部水温比周围水
温高，又称暖涡旋。

中尺度涡旋在世界各大洋中都有发现，但是，绝大部分发生在北大西洋海域，特别是所谓
“魔鬼三角”的百慕大三角区一带就发现了4个涡旋。在墨西哥湾海区平均每年有5—8个涡
旋。在太平洋西北部海域，从1957—1973年的17年间，发现157个反气旋式涡旋。

中尺度涡旋不但分布广，而且具有巨大能量。有人估算，它占有世界大洋动能的90％以上
。如此巨大的能量是从哪里来的？海洋学家有种种解释，但目前还都不够成熟，有待于深
入研究的难题。但是巨大能量所造成的景象是可观测到的。例如，在冷旋涡中心，有时水
体能上升到几百米高，象一座急速旋转的海上大水山。巨大的能量能够产生强大的动力，
涡旋自产生之时起就在不停地运动。

其运动可分为自转、平移和垂直运动3种方式。中尺度涡旋会完全改变其流经海区固有的运
动，海流的方向变化多端，流速增大数倍至数十倍，并伴随有强烈的水体垂直运动。涡旋
中心势能最大，随着远离中心的距离增加，势能逐渐减小，在涡旋边缘变为零。而涡旋动
能的最大值不在它的中心，而是在水体旋转速度最大的区域，就是在涡旋中心与边缘之间
的地方。这些运动的产生，必然引起海洋水文物理性质的强烈变化，并对海洋生物以及人
类的海上活动产生巨大的影响。

五、厄尔尼诺现象

在向北流的秘鲁海流和强烈的沿岸上升流的影响下，在全年大部分时间里，于秘鲁沿岸广
大近海水域，通常持续存在着一个狭窄的上升冷水带。但是大约在12月末，有一支弱表层
暖流，沿厄瓜多尔和秘鲁北部沿岸向南伸展到大约南纬6°。由于该暖流通常发生在圣诞节
期间，固而当地称之为“厄尔尼诺”（即“圣婴”）。在常年，它每年发生一次，并不严
重。但在一些异常年份里，这个系统容易发生灾难性的移位。近代科学研究发现：厄尔尼
诺不仅是局部的海洋异常，其影响也不限于热带太平洋的东部，而是可以波及全球，造成
世界性的天气异常。因此，现代科学家称谓的厄尔尼诺事件，其含义已经大大超出了传统
的观念。人们不再简单地把它看作一种“流”，而是把它作为一种大规模的海洋和大气相
互作用的现象来研究。

厄尔尼诺特征是：通常在赤道太平洋东部的厄瓜多尔和秘鲁沿岸，由于盛行与海岸平行的
偏南风，表层水在风和地转偏向力联合作用下，产生离岸流动，为了保待水体平衡，于是
深层较冷的海水便涌升上来补偿。因此，这一带海面温度较低，大气稳定，气候干燥，是
著名的赤道干旱带。而在海洋里，由于深层海水富含营养物质，它的涌升为上层鱼类生长
提供了极为有利条件，所以那里鱼类资源十分丰富，形成世界闻名的秘鲁渔场。但是有些
年份，在圣诞节前后，中美洲沿岸有一股暖水沿厄瓜多尔和秘鲁海岸向南流动，代替了那
里原来的冷水，沿岸上升流也随之减弱或消失，从而影响了那里的海洋动物区系和鱼类，
使秘鲁渔场大幅度减产。随后，通常干旱少雨的南美洲西部地区连降大雨，此称为厄尔尼
诺事件。这股向南侵入的暖水每隔若干年发生一次，时间间隔不确定，每年持续时间长短
也不一，短者数月，长者达一年以上。暖水南侵的范围，可达南纬14°附近。每次厄尔尼
诺事件的大小是由它的强度、持续时间及造成的后果来确定的。

1982—1983年发生的厄尔尼诺事件，为本世纪以来最强的一次，它引起了全球性的异常。
在1982年11月，赤道太平洋东部地区海温异常升高，并且范围越来越大，海温比常年高出
6℃，打破了历史记录，圣诞节前后，栖息在圣诞岛上的1700多万只海鸟不知去向。接着1
982年冬到1983年春，太平洋东岸的秘鲁等许多拉丁美洲国家下了大雨，河水泛滥，美国中
、西部不断遭到风雪、冻雨及低温的袭击，华盛顿经历了一场百年罕见的大暴风雪。在太
平洋西岸出现了严重的干旱，如印度尼西亚、澳大利亚、印度南部以及非洲15个国家经历
了近几十年来最严重的干旱，引起森林大火，农牧业灾荒。在欧洲，则出现了异常暖冬。
我国也出现了天气异常，南方夏季低温多雨，长江流域出现历史罕见的大洪水，北方春季
一反常态，雨量充沛，天气暖和，东部地区频繁出现灾害天气。

为什么会发生厄尔尼诺事件，即为什么会发生暖水南侵？这是几十年来科学家们一直在探
讨的重要问题。早期，有些科学家把厄尔尼诺归咎于秘鲁沿岸上升流的变化。他们认为：
由于沿岸上升流减弱或消失，秘鲁沿岸表层海水的流动也随之减弱或停息，这时其北部赤
道附近的高温低盐海水便会乘虚而入，从而造成厄尔尼诺事件。然而，这种理论未能解释
为什么沿岸上升流会减弱或消失，因而实际上并没有回答产生厄尔尼诺事件的根本原因。


于是，科学家们开始把注意力转向海洋与大气相互作用方面。一些海洋学家认为：厄尔尼
诺事件是由于太平洋赤道上信风减弱引起的。他们提出，信风如果强劲吹上一年多，这会
加速温暖的南赤道海流向西流动，使赤道太平洋西部发生暖水堆积，从而形成赤道太平洋
洋面的东西向倾斜；一旦信风减弱时，西部暖水就回流到太平洋东部，秘鲁沿岸上升流大
大减弱或消失，水温升高。

有些气象学家则把信风的减弱归咎于异常的海面高温。他们认为，如果赤道太平洋中部异
常暖水引起当地大气增温，那么进入该区的低空气辐合，就使赤道太平洋西部和中部上空
西风异常的加强，从而使偏东信风减弱。

海洋、气象学家争论的对立，意味着厄尔尼诺事件是海洋和大气之间的不稳定相互作用引
起的。由于厄尔尼诺事件与人类关系密切，科学家研究的目的不仅要弄清其原因，而且希
望能提前对它作出准确预报。最近科学家认为，利用卫星监视海洋和大气，有可能对厄尔
尼诺事件作出预报。

我国东北地区，特别是黑龙江省无霜期短，温度对农业有显著影响。如果夏季温度偏低，
可以造成农业大幅度减产。据统计，在1955—1981年间，发生过5次低温冷害，这些低温冷
害的年份，恰好都是厄尔尼诺事件年（表4-10）。



厄尔尼诺事件与辽宁省水稻产量关系也很密切。统计表明，厄尔尼诺年往往也是辽宁水稻
减产年。从1964年到1979年的16年间，辽宁省水稻有三次大幅度减产年，全部出现在厄尔
尼诺事件年。而反厄尔尼诺事件年往往是辽宁省水稻丰收年。其余则为正常年景（表4-11
）。


（选自黄锡荃主编《水文学》）

　

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