奔腾的海流（洋流）

原来海洋中有条条“大河”,它们比长江、黄河还要大．“珍尼特”号的残物是一条自东向西的“河流”把它从太平洋带过北冰洋,到达大西洋北部的；岛上的生命是因为“河流”从遥远的地方带来了植物种子,动物幼卵,使它们在岛上生根、开花和繁殖后代．至于美国轮船航行快是因为船长利用了时速为4．8 公里的“河流”的缘故。

这种河流跟陆上河流一样,沿着一条比较固定的路线流动着,长度有几千公里,甚至上万公里的；宽度从几公里到几百公里,深度从几百米到上千米；流速一般是每小时几公里,快的达到八、九公里,越深流速越慢．人们不禁要问,这么大的河流怎么看不到呢? 原来,陆上的河流有河岸做参照物,人们一眼就能看到了．但海洋“河流”的岸边仍是海水,所以用眼就不容易看到．这种河流处于海洋中,故把它叫做海流或洋流。

那么,海洋中的海流又是怎样形成的呢? 它是风吹拂海面引起的．风对海面的摩擦力,以及风对海浪迎风面所施加的压力,迫使海水向前移动,从而形成了风海流．表面海水在风力作用下,沿着风的方向流动,紧靠着表面的下层海水也将一起流动．不过,由于地球自转偏向力和摩擦力的作用,流动方向会产生偏向．在北半球,表面的流向偏于风向右面45°．从表面往下,由于继续受到摩擦力和地转偏向力的作用,其流向与表面风向之间的偏夹角越来越大,到了某一深度,其流向终将与表面流向相反．海流的速度,则随着深度的加大而减小,在流向刚好与表面流相反的深度上,其速度只有表面流速的 1／23 左右．这一深度作为风海流的底边界,再向下就没有风海流了．一般说来,风海流所能涉及的深度是不大的,大约200－300 米左右,这个深度和大洋整个深度比起来,只能算是很薄的水层。

不过200 米以内的浅海风海流,由于海岸、海底的摩擦作用,表面流向与风向的夹角很小,而且随深度的变化比较缓慢．海的深度愈浅,偏角愈小,在深度很小的海区内,风海流的方向几乎与风向一致。

既然风可以形成海流,那么地球上风的情况如何呢?

由于地球上各地气温高低不同,这样就形成了各种气压带．在赤道和低纬度地区,气温高、空气受热膨胀上升,这样就形成了赤道低气压带；而两极地区的气温低、寒冷而稍重的空气下沉,形成了极地高气压带．同样,地球上还有副热带高气压带、副极地低气压带．它们之间相互流动构成了一个环,由于受地球自转偏向力的影响,形成了赤道无风带、信风带、西风带和极地东风带。

在赤道附近到大约南北纬5°之间的地区,太阳终年直射或近于直射,气温高,空气膨胀上升,地面出现了赤道低气压带．这里空气平流作用微弱,风力极小,形成赤道无风带．赤道空气膨胀上升了,其高空气压高于附近上空气压,于是向两边流动．由于地转偏向力的影响,到了南北纬30°附近,气流不再前进而发生大量堆积与下沉,形成了副热带高气压带．这里空气又分向南北两边流动,流向赤道低压带的气流在地球自转偏向力的影响下,北半球的北风向右偏转成东北信风,南半球的南风向左偏转成东南信风,两种信风所在地就形成信风带；流向副极地低气压带的气流,由于地球自转偏向力的影响,北半球与南半球的北风到了纬度40°－60°之间都偏转成西风,这个地区形成西风带．南北两极附近所得到的太阳辐射能特别少,那里的气温特别低,空气密度很大,因而形成了极地高气压带,从这里吹向副极地低气压带的风,受到地球自转偏向力的影响,都偏转成极地东风,形成极地东风带。

既然风有流向——定向风,自然要推着海水跑起来了——定向流．但是却不要忘记“地球自转偏向力”,海水一旦被风推动,开始流动,这个力就起作用了,它总是把海流扭转,在北半球偏到风向的右方,在南半球偏到风向的左方．北半球的东北信风和南半球的东南信风,把海水推动起来造成宽达几百公里的南北赤道暖流,在赤道无风带,夹在南北赤道暖流之间的是一条窄小的赤道逆流。

在菲律宾附近,北赤道暖流北上形成世界闻名的“黑潮”．这股势力强大的暖流,给亚洲东岸带来丰富的雨水、温暖的空气和肥美的鱼虾．由于地球自转偏向力的影响,“黑潮”到达日本群岛东南之后,约在北纬40°－50°的水域进入西风带．西风迫使它向东流动,形成西风漂流或北太平洋海流．当它碰到北美大陆时,分出一股“小部队”北上,而“主力部队”则顺势南下．由于已经在西风漂流阶段失去了热量,使它成为一股“寒流”——“加利福尼亚寒流”,补偿了北赤道暖流带走的海水,同时又与北赤道暖流衔接起来,这样,就构成了北太平洋顺时针方向的环流。

却说那支北上的“小部队”,向北绕到阿留申群岛,一直把温暖的海水送给北冰洋．这时,在北极极地东风的推动下,一个逆时针方向的海流在北冰洋里转动着,形成北太平洋寒流．碰上亚洲陆地后,沿堪察加半岛南下,成为亲潮或千岛寒流．亲潮南下不断地把冷海水从北冰洋带入太平洋．由于它的水温低,密度大,在与西风漂流相遇时,一部分潜入西风漂流之下,另一部分跟随西风漂流向东流,因而在高纬和极地附近,形成一个水温较低的冷水环流系统。

同样道理,在南太平洋里,有南赤道暖流、澳大利亚暖流、秘鲁寒流和西风漂流构成的反时针方向的温水环流系统。

风吹在海上推动着表层海水流动,但并不是那里的海水上下一齐以同样的速度流动．不难想象越向深处,风的作用就越小,风海流的流速随着深度的增加而减小,在摩擦力和地转偏向力的影响下,海流的流向和风向的夹角越往深处越大,在一定的深度就出现相反的流向。

风把一个地方的海水带走了,邻近的海水就要来补充,这种为了补偿流失而流来的大量海水,就是“补偿流”．补偿流可以是水平流动,也可能是深层海水的上升运动——上升流。

上升流来自100－300 米的深度上,上升的速度非常缓慢．速度虽小,但其作用却不可低估．它源源不断地把营养盐输向表层,使得海水格外肥沃．据调查上升流地区的生产力比大洋的其他海区高得多．高生产力导致浮游生物大量繁殖,又为鱼类提供了丰富的饵料,所以上升流区也是重要的渔场．例如秘鲁渔场,就是处在上升流区,因此,形成了一个世界第一大渔场,每年能捕到1100 万吨鱼。

由于某一海区的增水,或者是下雨,或者是大量的河水注入,这里的水面就会增高些．“水往低处流”,就会产生“倾斜流”．气压的变化也会使得海面倾斜,气压高的海区,海面会低一些,这样气压低的海区里的海水就要向低处流动了。

海洋里海水的密度各地不同,上下有别．密度大的海区里海水要比密度小的海区里海水低一点,海水就会从密度小的海区向密度大的海区里流动了．由于密度水平差异而产生的海流,称为“密度流”。

当海水涨潮时,会出现涨潮流,落潮时又会出现落潮流．它们来回方向相反,流速也不同,这叫“潮流．”它们在海流的家族里也占着一定重要位置．因为潮汐总是涨了又落,落了又涨,因而潮流具有周期性,特别是在浅海近岸处,潮流的影响就更明显。

这里我们特别要提一下,印度洋里海流的情况．印度洋北部面积小,不利于环流的发展．另外,印度洋是世界上季风最显著的地区,夏季盛行西南季风,海水运动趋势呈东西——东北方向,形成西南季风流．冬季盛行东北季风,在东北季风的作用下,海水向西和西南方向流动,称为东北季风流．中国古代航海家在远航南亚、西亚和东非时总是选择在冬春出航,夏秋返航,就是为了利用北印度洋海流的这一规律性．南印度洋在南纬10°以南与大西洋、太平洋南部相似,形成了反时针方向的大洋环流系统。

总之,海流可以说有这样几种: 风海流、补偿流、倾斜流、密度流、潮流,从它们的温度上可分为寒流和暖流．暖寒流交汇的水域可形成渔场,例如北大西洋的暖流和北冰洋南下的寒流交汇的海域,从北海、挪威海一直延伸到斯匹次卑尔根群岛的海流,形成了北大西洋渔场,即北海渔场．这里盛产鳕鱼、鲱鱼、鲑鱼和虹鳟鱼。

这里,湾流值得单独说一说,它是北大西洋西部最强大的暖流,势力强盛,每小时有高达8 公里的速度,宽度110－120 公里,最大深度可达800米,所挟水量每分钟有40 亿吨之多,千倍于密西西比河的流量,表层水温约27℃,温度向北递减。

湾流像条巨大的、永不停息的暖水管,以巨大的热量温暖着所流经地区的空气．西欧和北欧沿海地区,在它的温暖下成为暖湿的海洋性气候．据估计,湾流每年供给北欧一厘米长海岸线的热量,大约相当于600 吨煤的热量．这些热量使欧洲西北部的气候温和,在冬季最冷的月份,那里的平均气温也要比同纬度其他地区的平均气温高出16－20℃．在欧洲北冰洋沿岸,即使亚寒带地区的港湾也能保持终年不冻,前苏联摩尔曼斯克一月平均气温在11℃以上,就是湾流的功劳。

海流的运动是相当复杂的,即使在同一海域里,也并不是只有一种海流存在,而是好几种海流同时存在．此外,又受沿海陆地和岛屿的阻隔、海底地形的起伏、气象变化等因素的影响,这样就构成了同一海域海流的多样性．但是在一定的时间、空间里总有占主导地位的海流．为了了解它们的状况,就需要作详尽的观测,绘制出海流图来。

这里所说的海流图只是海洋表层的海流情况,那么在几千米的深处是否也存在海流? 经过多次海洋调查,人们逐渐认识到,在表层流之下,也存在着多层次的海流．它们是由海水密度不同引起的．比如说南极水域、亚热带水域．由于这个海区的降水量大大地超过蒸发量,所以底层水有明显的低盐特征,虽然这里的盐度很低,但是温度也比较低,因而比表层水有更大的密度,所以它在表层水之下形成了中层流．大西洋挪威海海水下沉形成了深层流,南极威德尔海的海水下沉形成了底层流。

当然底层海流流动是很慢的,有人估计,南极底层水流到赤道就要花1500年,而大洋表层流循环一周只需一年时间。

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