海流的类型及其特点

10.2　海流的类型及其特点

海洋中的海水，常年比较稳定地沿着一定方向做大规模的非周期性运动，叫做洋流，又叫海流。其流动方向有水平方向，也有垂直方向。环绕大洋或者海区做循环的流称为海洋环流。海流的强弱用流速表示，单位为cm/s或节;流向指海流流去的方向，以角度表示。它与风向的表示恰恰相反。一般表层的流速为几厘米/秒到300cm/s，深层流速则在10cm/s;垂直流速非常小，一般在几十厘米/天。洋流是海水的主要运动形式，它促使不同海区间进行大量的水量交换、热量交换、盐分交换和溶解气体交换等。

海流发生的原因主要是海面风力、海水压强梯度力、地球偏向力和摩擦力的作用，同时还受到海底地形、海岸轮廓和水深的影响。由盛行风产生的海流称为风生海流，它具有独自的体系，又称风生环流。由于海面受热冷却不均匀，蒸发降水不均匀，结冰融冰及大陆径流等使海水的温度、盐度发生变化而导致海水密度分布不均匀，产生了压强梯度力，由此产生的海流称为热盐环流。风生环流影响的范围仅限于海洋上层和中层，而热盐环流既可以发生在海洋的上层和中层，又可以发生在深层。

海流按照流经海洋温度的差异，可分为寒流和暖流。世界主要暖流和寒流分布如图10-2所示。

图10-2　世界主要暖流、寒流分布图

寒流是指水温低于所流经海区水温的海流，一般自高纬度海区向低纬度海区流动，如北非的加那利寒流、中美洲的秘鲁寒流和东格陵兰寒流。寒流的水温较低，盐度也比较低，水色较低，透明度小，使流经海区沿海温度降低、气候干燥，在航海图上用蓝色流线表示。

暖流与寒流相对，是指水温高于所流经海区水温的海流，一般自低纬度海区向高纬度海区流动，如黑潮、北大西洋暖流、墨西哥湾暖流等。暖流的水温高，盐度也比较大，水色较高，透明度大，使流经海区沿海温度升高、湿度增加、气候温暖湿润，在航海图上用红色流线表示。图10-3为墨西哥湾暖流示意图。

海流按照与海岸的关系，可分为沿岸流、离岸流和向岸流。沿岸流由风力作用或江河水入海产生局部海水沿岸流动，速度相对稳定的海流。当波浪传播方向与海岸斜交时，其平行于海岸方向的波流亦称为沿岸流。沿岸流含有丰富的营养物质，对养殖产生一定的作用;同时，其所含带的泥沙对海岸产生一定的影响。同样，受风或其他因素的影响，会产生离开海岸的海流。有时受风作用冲上海岸的海水产生的回流，或大洋海流遇到海岸的阻挡使流向发生变化，产生反向的逆流，称为离岸流。

图10-3　墨西哥湾暖流示意图

按照海流的成因，海流又分为风海流、密度流、倾斜流和补偿流。

1.风海流

风海流是由稳定的风长期吹刮在海面上，通过风对海面的摩擦力和施加在海浪迎风面上的压力而形成的一种稳定海流。摩擦效应对于风海流是至关重要的。正是由于海水的涡动摩擦效应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的方向流动。根据艾克曼假定(1905)，风海流是摩擦力与地转偏向力取得平衡时的一种稳定流，从而可推导出风海流在不同层中的流速。

(1)风海流的流向和流速

风海流的流速可以根据海流和风速的同时观测值，建立它们之间的经验关系式。

式中:V₀为表面海流的流速(cm/s);u为风速(cm/s);φ为纬度(度)。

可见表层流流速的大小除与风速有关外，还与纬度有关。在风速相同的条件下，纬度愈高，它的量值愈小。这是因为当sinφ大时，对一定的流速，地转偏向力大，它很快与摩擦力平衡;而当sinφ小时，只有流速V较大时，地转偏向力才能与摩擦力达到平衡。

(2)风海流的流速和流向随深度的变化

随着深度的增加，流向不断右偏(南半球左偏)，流速以指数规律递减。如果将等深间隔的海流用箭矢来表示，以箭矢的方向表示海流的流向，以箭矢的长度代表海流的速度，那么这些等深间隔的箭矢便形成了一个螺旋形的梯子(如图10-4所示)，梯子的每一级随深度的增加方向不断右旋(北半球)，其宽度变得愈来愈窄，如果将这些箭矢的终点投影在平面上，就形成一条螺旋线，叫艾克曼螺旋。通常就用艾克曼螺旋来表示风海流的流向和流速随深度变化的规律。

图10-4　深海风海流立体结构

(3)风海流的作用深度

风海流的作用深度与风速u以及地理纬度φ有关，其关系可用下列经验公式表达:

从式中可以看出，纬度的变化对摩擦深度影响不大，随风速增加，摩擦深度显著增大。

2.密度流

密度流是指在非外力作用下，海水因密度分布不均匀，由水平方向的差异而产生的海水流动。温度是改变密度的主要因素，可根据水温来判断密度流的方向。由于受地球偏向力的作用，在北半球，密度流大致沿等温线流动，流向的右侧水温高，左侧水温低;在南半球则相反。若密度流沿等密度线流动，则流向的右侧密度小，左侧密度大;在南半球则相反。通常在大洋中的海流都具有密度流的性质，密度流的深度较深，流经范围较广，从几百米到几千米。

3.倾斜流

倾斜流亦称坡度流。在均匀密度的海水中，由于风力作用，气压变化、江河水的流入、大量降水和冰融等原因，造成海水的不均匀堆积，海面倾斜导致海水的流动。倾斜流沿着等水位线流动，在地球偏向力的作用下，流向在北半球向右偏转，在南半球向左偏转。流向的确定与密度流方向的确定类似，在北半球流动方向的右侧为高水位，左侧为低水位，在南半球则相反。

4.补偿流

补偿流是指某一海区的海水流出后，邻近海区的海水随即流进补充，从而产生的海水的流动。补偿流有水平方向的，也有垂直方向的。垂直方向的补偿流，分为上升流和下降流两种。上升流是因表层流场的水平辐散，使表层以下的海水垂直上升的流动;下降流是因表层场的水平辐合，使海水由海面垂直下降的流动。上升流和下降流合称为“升降流”，是海洋环流的重要组成部分。近岸升降流的形成与风有着密切关系，在北半球，当平行于海岸的风较长时间地吹刮，在地偏向力的作用下产生的风海流，使沿岸海面减水，下层海水上升形成了上升流。当风与海岸垂直时，向岸风使沿岸地区发生增水现象，迫使表层海水下沉，产生了下降流。在海洋许多地区均有这种现象发生，如美国的加利福尼亚外海、索马里和阿拉伯半岛东海岸均有上升流存在，中国的浙江和海南岛近海也有上升流存在。上升流的流速甚小，只有10^-4～10^-2m/s，流速因地而异。近岸的升降流现象比较显著，对海区的水文要素分布和海洋生产力有重要意义，对沿岸气候变化有极大影响。上升流一般水温较低，有显著的冷却和稳定作用，使所流经海区降水稀少，但可带来下层的营养物质，对鱼类有益，如中美洲的秘鲁沿海。在大洋中也有升降流现象，流速比沿岸弱，如热压带中纬度以及南极大陆附近，有一条海水辐合带，它使海水下降;而在赤道区则形成海水的辐散，它使海水上升。这些升降运动，对整个大洋海水的垂直循环及温盐分布起着十分重要的作用。

上面从成因的角度介绍了几种主要类型的海流，表10-3对它们的特点进行了比较。

表10-3　几种不同成因类型海流比较

海流按运动特征，可分为潮汐和潮流两类。

潮流是海水质点随潮汐垂直运动的同时，还在做水平运动，即潮流。和潮汐一样，潮流主要起因于月亮和太阳的引力，可以理解为同一个问题的两个方面，即引力作用于海面，在海水升降的同时使得海水进行堆积和扩散运动。因引力的周期性变化，所以潮流呈现着周期性的往复流动，其流速和流向也随之发生变化。对于潮汐与潮流的异同，可以用各海区的潮波运动理论解释。不同地点的潮流性质是不同的，需要实际观测和计算才能深入认识和了解。

潮流的典型形式有往复式潮流和回转式潮流两种(见图10-5)。

图10-5　往复式和回转式潮流

(1)往复式潮流

往复式潮流又称直线式潮流，在海峡、水道、河口或狭窄港湾内的潮流，受地形限制，潮流一般为往复式交换。往复式潮流的特点是流向只有两个，如东西向或南北相对流，流速是变化的。半日周期的往复式潮流，流速变化在每一涨潮潮流或落潮潮流约为6h，以憩流时间为准，在憩流后3h左右的流速为最强。潮流在每半个月大潮和小潮时间的变换约为:

(2)回转式潮流

回转式潮流又称八卦流，若海区内同时有几个潮波存在时，便可产生相互干扰作用，因此可形成回转式潮流。如图10-6所示，图中A及B分别为两往复式潮流系统，在C点合成后形成回转式潮流。在北半球回转式潮流的方向是顺时针方向旋转;在南半球其方向是反时针方向。产生这种现象是地球自转效应的结果。

潮流的回转现象，不仅在广阔的海上能观测得到，就是在某些较宽的海峡也能观测得到。在这样海区形成回转式潮流的原因，可以这样理解:若海峡在高潮与低潮时的中间时刻转流，由于潮高下降，在落潮的半潮面转流，则纵向的潮流停止，可是潮高仍然下降，就发生从岸边由横向来补充海峡中央的潮流;在涨潮的半潮面时，若纵向停止流动，则海峡中央有横向流动，故由于出现横向补充流再加上受柯氏力的作用，也可以形成回转式潮流。当海峡或水道的回转式潮流的椭圆长轴比短轴长得多时，回转式潮流就接近往复式潮流。

潮流运动是复杂的。表层潮流矢量端点的轨迹接近椭圆形状，但表层和底层的流矢量变化方向相反，表层的为顺时针方向，底层的为逆时针方向;在总体上是沿顺时针方向变化，但在某一段时间里出现沿逆时针方向变化(见图10-6(3))，然后又恢复为沿顺时针方向变化。这种与潮流矢量总体变化方向相反的现象，称为旋转潮流中的“倒转现象”。

图10-6　回转潮流的形成