海水的运动和输送

海水的运动和输送_自然地理学

一、海水的运动和输送

海水永恒不息地运动着，由于热力因素和动力因素的作用，海水运动的类型多种多样，归纳起来，主要有三大类。

(一)洋流运动

1.洋流的概念及分类

洋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且非周期性地运动。

通常根据洋流的成因将洋流分成四类：

(1)潮流。一般是在沿岸地区的洋流。由天体引潮力所引起，它和潮汐共生共存，有半日型、全日型或混合型潮流。潮流的运动形式有旋转流(回转流)和往复流两种。旋转流每隔一定时间变更一次方向，从流速为零，然后速度增加到最大值，又逐渐减小回复到零速再转向相反的方向，流速同样由零到最大，再由最大回复到零，周而往返(见图9-7)。

图9-7　海洋回转流

往复流则一般出现在海峡、港湾入口处或江河入海口。在这些地方潮流受到海洋宽度的限制，经常做直线式的往复流动，称为往复流。潮流在航道上，即较深的水道上，也常呈往复流。

(2)风海流。风除产生波浪外还能促使海水运动。海水表面在风应力作用下，沿着风吹的方向流动，流动后受到地转偏向力和摩擦力的作用，使水流方向不再和风向一致，在北半球要向右偏转，表面海水流动又要带动下层，下层又偏于表面流的右方。层层牵引，海流方向与风向之间夹角越来越大，到某一深度，洋流流向就会和表面流向相反，同时受摩擦力影响，越向深层流速越小，到一定深度就不再影响了(见图9-8)。风海流所能影响的深度，一般为200m左右，与整个海洋深度相比只是很薄的一层。

图9-8　风洋流垂直分布模式

(3)密度流。由于海水密度分布不均匀所造成海水的密度与温度、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。密度小的地方，海水体积大，海面升高；密度大的地方，体积缩小，海面下沉。造成水平面压力不一致，产生水平压强梯度力，促使海水从压力大的地方流向压力小的地方，海水就发生流动。水平压强梯度力出现后，地转偏向力使本应朝着水平压强梯度力方向流动的海水拉向右偏，直至两个力取得平衡为止。

(4)补偿流。由于海水的连续性和不可压缩性，一个地方的海水流走了，相邻海区的海水就要流过来补充，这就产生了补偿流。补偿流可分两种：一种是是水平补偿流，包括离岸流和沿岸流；另一种是垂直补偿流，包括上升流和下降流(见图9-9)。

图9-9　补偿流的几种形态

此外，另一种常用的分类方法是按照洋流的性质将其分为暖流和寒流两类。一般把从暖区流向冷区、低纬度流向高纬的洋流称为暖流；把从冷区流向暖区、高纬流向低纬的洋流称为寒流。

2.洋流输送量

洋流是海洋中水量输送的主要方面，有了洋流才能使大量的海水从一处流向另一处。对于整个海洋总水量的盈亏，洋流输送起不了多少作用。可是对于气候的形成与变化，以及海洋内生物资源的发展来说，影响却非常巨大。

地球上各处洋流输送的具体数量，必须根据实际观测和计算获得。这里主要介绍地球上最大的洋流——黑潮与湾流的一些情况(见图9-10)。

图9-10　世界上两大海流比较

黑潮是世界海洋中第二大暖流。因其水色深蓝，远看似黑色而得名。黑潮由北赤道发源，经菲律宾，紧贴中国台湾东部进入东海，然后经琉球群岛，沿日本列岛的南部流去，于东经142°、北纬35°附近海域结束行程。黑潮的总行程有6000km。

黑潮在我国台湾东南外海，流幅宽度约150海里，流速1.0～1.5节(1节=1海里/时=1.852千米/时)，厚度400m上下。到了台湾以东，流幅减为60海里左右，流速增加到2.0节，核心深度200m，最深至700m。流入东海后，在冲绳以西流幅为80海里，流速1.2～2.0节，厚度600m。至日本以南流速增加到2.0～2.5节，黑潮流得最快的地方是在日本潮岬外海，一般流速可达到4节，不亚于人的步行速度，最大流速可达6～7节，比普通机帆船还快。再向东去流速又减至1.2～2.0节。黑潮的流量十分巨大，平均每秒钟达2200×10⁴m³，相当于世界上最大的亚马孙河流量的200倍。整个黑潮的径流量等于1000条长江。

湾流是世界上第一大海洋暖流，亦称墨西哥湾(暖)流。湾流的绝大部分来自加勒比海。当南、北赤道流在大西洋西部汇合之后，便进入加勒比海，通过尤卡坦海峡，其中的一小部分进入墨西哥湾，再沿墨西哥湾海岸流动，海流的绝大部分是急转向东流去，从美国佛罗里达海峡进入大西洋。这支进入大西洋的湾流起先向北，然后很快向东北方向流去，横跨大西洋，流向西北欧的外海，一直流进寒冷的北冰洋水域。这是一支长而狭窄的海流，宽度为100海里左右，深度1海里上下，其流速在夏季为1.5节，冬季约为2节，最大时可达3.3节。其流量为70×10⁶～90×10⁶m³/s，比全世界所有河流的总流量还要大好几倍到十几倍。

3.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。图9-11为冬季各大洋表层洋流。

图9-11　冬季各大洋表层洋流

(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南半球中高纬度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，并在赤道两侧呈非对称出现。

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)。其基本特点是：从东向西流动，横贯大洋，宽度约2000km，厚度约200m，表面流速为20～50cm/s，靠近赤道一侧达50～100cm/s，个别海区可达160～200 cm/s。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40～60cm/s，最大流速可达150cm/s，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100m处，轴心最大流速为100～500cm/s。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。

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3000m，平均速度为10～20cm/s，流量2×10⁸m³/s。

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，属于这类洋流的有：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100～150m。

在大洋西侧为从高纬向中纬流动的寒流，它是在极地东北风作用下形成的。属于这类寒流的有：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150m，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。三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(见图9-12)。

(5)南极绕极环流。也称“南极环极流”或“西风漂流”，是世界大洋中唯一环绕地球一周的表层大洋环流。它自西向东环绕纬圈横贯太平洋、大西洋和印度洋。

在南大洋，除南极沿岸一小股流速很弱的东风漂流外，其主流就是自西向东运动的南极绕极流。南极绕极流在南纬35°～65°区域，与西风带平均范围一致，形成西风漂流，又因南极大陆附近的海水密度小于南极外海的海水密度，乃生成由西向东的地转流，故南极绕极流是西风漂流与地转流合成的环流。

图9-12　北印度洋表层海流

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，盐度为(34.0～34.5)×10^－3。南极绕极环流深度从海面到海底的整个水层，平均流速为15cm/s左右。南极绕极流流速不大，但随深度减弱很小，而且厚度很大，因此具有巨大的流量，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。其作为南极和热带的热量交流屏障，保证南极的寒冷。

4.海洋-大气相互作用

海洋和大气同属流体，它们的运动具有相似之处，并且是相互联系和相互影响着的。在大尺度海-气相互作用中，海洋对大气的作用主要是热力的，而大气对海洋的作用主要是动力的。人们通过观测和研究发现，某些海区的热状况变化可以对大气环流和气候产生显著的影响，例如，赤道东太平洋海区和赤道西太平洋“暖池”海区就是这样。在上述海区每隔几年便会发生的厄尔尼诺和拉尼娜事件，是大尺度海-气相互作用的突出表现。

(二)潮汐运动

1.潮汐及其类型

潮汐也是海水运动的主要形式之一，是海水在月球和太阳引潮力作用下所发生的周期性升降运动。海水升起前进时叫涨潮，下降后退时叫落潮。涨潮时，水位上升到最高位置叫高潮；落潮时，水位下降至最低位置叫低潮。一般情况下，每昼夜海面有两次涨落，其平均周期即上一次高潮(或低潮)至下一次高潮(或低潮)相隔的平均时间，一般为12小时26分。我国古代把白天出现的海水涨落叫做潮，把夜间出现的海水涨落叫做汐，合称潮汐。

2.潮汐的形成

海洋的潮汐现象是由于月球和太阳的引力在地球上分布的差异引起的。我们知道，地球在绕太阳运转的同时，还绕地-月质心运动，因此，地球同时受太阳和月球的引力作用。应该注意的是，引潮力并不是引力，而是两个天体之间的引力与离心力之合力，这种合力才是引起潮汐的原动力。

换句话说，地球各地点的引潮力，一方面决定于月球和太阳对地球的引力，另一方面决定于地球绕地月公共质心运动时所产生的惯性离心力。地球上各地点的离心力大小皆相等，但各地点的引力是不同的，因此，各地的引潮力也有差别。如图9-13所示，在月球直射点A，因距月球最近，引力最大，引力大于离心力，两力合成的结果使海水上涨，涨潮方向与月球引力方向一致，故称为顺潮；在B点，因距离月球最远，引力最小，离心力大于引力，两力合成的结果也使海水上涨，但涨潮方向与月球引力方向相反，故称为对潮；在C、D两点，引力和离心力合成的结果将产生落潮，因而形成潮汐椭圆。

图9-13　月球引力、惯性离心力和引潮力的分布

不论是由于月球还是太阳的作用，其力学过程是一样的。月球的质量虽然远小于太阳，但它与地球的距离比太阳与地球的距离近得多，根据万有引力定律计算可知，月球引潮力是太阳引潮力的2.17倍，可见，海洋潮汐主要是由月球引起的。通常把月球引潮力引起的潮汐叫做太阴潮，把太阳引潮力引起的潮汐叫做太阳潮。

3.潮汐的变化

由于月球绕地球运转，在一个朔望月(29.5天)内，太阳、地球和月球相互位置的变化相应地引起潮汐的周期变化。当夏历初一(朔)和十五(望)，太阳、地球和月球几乎在同一直线上，这时月球引潮力和太阳引潮力的作用相叠加，太阳潮最大程度地加强了太阴潮，形成一个月中两次最大的日、月合成潮，高潮很高，低潮很低，潮差最大，即为大潮。朔、望之后，随着日、地、月的不断运动，三个星球的位置不断变化，到夏历初八(上弦)和二十三(下弦)、日、地、月三者的位置成直角关系，这时日、月合成引潮力最小，太阳潮最大程度地削弱了太阴潮，形成一个月中两次最低的高潮和最高的低潮的合成潮，潮差最小，即为小潮。这样，在一个朔望月中便出现两次大潮和两次小潮。实际上，由于其他复杂因素的影响，大潮和小潮并不准确出现于朔望日和上下弦日，而是延迟二三日。

各个海区，甚至同一海区的不同地点，潮汐的周期变化很大，但基本上可以归纳为三个类型：半日潮、全日潮和混合潮。半日潮是在一个太阴日(24时50分)内有两次高潮和两次低潮，也就是涨落的时间间隔为12小时25分，而且一天内两次潮的高度几乎相等；全日潮是一个月当中，多数日子每隔24小时50分出现一次高潮和一次低潮，而其余的日子里则为一天两次潮。混合潮又分为不正规半日潮和不正规全日潮两类，前者一个太阳日内也有两次高潮和两次低潮，但潮差有明显的差别，而且涨潮时和落潮时也不一样长；后者则是半个月内大多数日子为不正规半日潮，但有时在一天里也发生一次高潮和一次低潮。

(三)波浪运动

波浪就是海水质点在它的平衡位置附近产生一种周期性的振动运动和能量的传播。

波浪运动只是波形的向前传播，水质点并没有随波前进，这就是波浪运动的实质。

1.波浪要素

波浪的大小和形状是用波浪要素来说明的。波浪的基本要素有：波峰、波顶、波谷、波底、波高、波长、周期、波速、波向线和波峰线等(见图9-14)。

图9-14　波浪要素示意图

波峰是静水面以上的波浪部分。波顶是波峰的最高点。波谷是静水面以下的波浪部分。波底是波谷的最低点。波高h，是波顶与波底之间的垂直距离。波长λ，是相邻波顶(或波底)间的水平距离。周期τ是相邻波顶(或波底)经空间同一点所需要的时间。波速c是波形移动的速度，即c=λ/τ。波峰线是指垂直波浪传播方向上各波顶的连线。波向线，是指波动传播的方向。

2.波浪的分类

波浪的划分标准很多，其中最常见的是下面按成因的分类。

(1)风浪和涌浪。在风力的直接作用下形成的波浪，称为风浪；当风停止，或当波浪离开风区时，这时的波浪便称为涌浪。

(2)内波。发生在海水的内部，由两种密度不同的海水作相对运动而引起的波动现象。

(3)潮波。海水在引潮力作用下产生的波浪。

(4)海啸。由火山、地震或风暴等引起的巨浪。

3.风浪与涌浪

可以根据流体力学的观点来解释风浪的形成。当两种密度不同的介质相互接触，并发生相对运动时，在其分界面上就要产生波动。在流体力学中空气被看做是一种具有压缩性的流体，而自由水面是水和空气之间的分界面，当空气在海面上流动时，由于摩擦力作用，原接触界面成为不稳定平衡面，必须形成一定的波状界面，才能维护平衡，由此就产生海面波动，形成风浪。从性质上说，风浪属于强制波，其波形的轮廓和余摆线差别大，波峰尖随，波谷平衡，海面凹凸不平，此起彼伏。它的波高较高，波长较短，波速较慢，最大仅达40～50km/h。风速、风时、风区是决定风浪大小的主要因素。风速增大时，波高、周期和波速都随之增大；波速增大时，波浪要素也随着增大；风浪是随着风向传播的，所以风区越大，风浪也就越能得到发展。如果风区较小，虽有足够的风力和风时，风浪也不能充分发展。

涌浪的出现是风浪进入消衰阶段的标志。涌浪的特点是：随着传播距离的增长，波高逐步变小，波长和周期却不断增加，因而涌浪变得越平缓，波形越接近摆线波。从性质上说，涌浪属于自由波。其波形的轮廓和余摆线较接近，波峰圆滑，海面较规则，波浪呈一排排的样子，其波高较低，波长较长，可达500～600m甚至更长，波速较快，可达100km/h以上。