洋流的分布及成因

地理备考：全球洋流的分布与成因

海流(洋流)犹如大洋中的河流，会向某一特定的方向流动，流动的路径大致固定，惟有在陆地沿岸，会因潮汐、地形及河水的注入等影响其变化。其中，洋流是海洋中大股海水的定向流动，洋流的温度、盐度和流向在各地大致一定。洋流如按成因而分，有因风的摩擦应力而产生吹送流(drift currt)，因海水密度不均而生的密度流(density current)，因海面倾斜而生的倾斜流(slope current)，及因流体的连续性而发生的补偿流(compensation current)。其中以盛行风吹拂的吹送流最为普遍，次为密度差异而生的密度流。洋流如依本身与周围海域之温度差异而分为暖流及寒流。前者为洋流本身比周围海域高温，後者则比周围海域低温者。至於凉流则是从温带流向热热的一种寒流。

海(洋)流随其成因的不同而有不同的性质，以下一一作简述：

1.吹送流：

固定风向的风持续吹过海面，其对海面施加的摩擦力造成海水的流动。

有关吹送流的理论，直至艾克曼(Ekman)考虑流体摩擦力与地球自转偏向力後，才奠定了吹送流的理论。例如：北赤道海流就是东北信风引起的，而北太平洋海流主要是靠西风吹送所致，因此又称为「西风漂流」。

2.密度流：

因温度、盐度及所含悬浮物的不同，海洋内部的海水密度分布得很不均匀，水压的差异会导致海水的流动(就像大气气压的差异会形成风的道理一样)。像是在为陆地所环绕的海湾裏，海水的盐度通常会比较高。地中海表层海水的蒸发量每秒钟约高达10万吨，所以海水盐度高达37%0(仅次於红海的41%0)，特别在清冷的冬季，沉重的表层水会下沉至海底，再向西流出直布罗陀海峡，而大西洋盐度较小的海水会从潜流出去的高盐度水上层反向流入地中海，以补充地中海流失的水量。第二次世界大战期间，德国潜艇就曾为了躲避敌方的侦察而关掉马达，再利用上、下两层反向流动的洋流，顺流进出地中海。

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图片：海洋寒暖流之分布

图片：因海盐与密度效应产生的温盐环流与全球盐分传递系统。在北大西洋深海所形成的高盐分海水贯越整个大西洋，绕过非洲大陆，经过印度洋，最後北上进入太平洋之深处。这股海水在北太平洋涌升至表面，然後沿著表面寻路回到北大西洋的起始点。

温盐环流对於全球气候的影响并不亚於位於较为浅海部分地理上比较熟知的几个洋流系统。因为盐分对於气候长期变化的影响可说相当深远的。例如盐指学说(salt fingers)，salt fingers於1960年被提出来以後，一般认为这个现象对混合表层以下的海水相当重要，它可以有效混合中、深层海水中的盐分及热量。对温盐环流及全球气候有不可忽略的影响。海水因为温度及盐度的影响有明显的层化现象。接近表面的海水由於与大气接触，可受风力

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驱动并由机械性紊流混合海水。混合层以下的海水则主要靠温度及盐度的改变来造成海水密度变化而驱动环流，也就是所谓的温盐环流，相对於表层的风生环流，温盐环流的流动缓慢，主要沿著等密度面流动。在层化的海洋中，如果上层海水温度、盐度较高，下层海水较冷、盐度较低，则在这两层海水交界处，上层温暖的海水由於接触到下层低温的海水，温度会逐渐下降，密度逐渐提高，这些较重的海水会向下沉，像手指头一样伸入下层海水，这个现象称为『盐指』，是一种小尺度的混合作用。由於盐指的温度可以很快跟周围达到热平衡，比盐度的混合迅速，这些下沉的海水密度会继续提高，盐指也就继续往下伸展，同时也将下层海水置换到上层，达到混合两层海水的作用。盐指是海洋中非常重要的混合作用之一。海洋中小小的盐分变化也有可能影响较大尺度的环流组成，而更大一点的环流变化可能对全球的气候发生重大的影响。像是最近的一些气候学假说中就认为全球变暖将使海洋温度上升，并使更多的淡水流入海洋(如气候变暖将加快冰山的溶解速度)。而通过一些气象模型的演示，我们认为海洋表面温度的上升以及海水盐度的减小可能减缓温盐环流甚至使其完全停滞。也就有可能发生电影“後天”中的某些场景。

地球气候自脱离上一冰河期之後，在一万年前左右温度突然下降，形成一短暂的冷期，称为新仙女木(Younger Dryas)。美国哥伦比亚大学Broecker等人认为温盐环流的改变是造成此一现象的主因。他们的的看法是: 天文因素的变化使地球逐渐脱离上一个冰期( 约1万8千年前 )，北美冰河大量溶化，某种因素改变了淡水向南流入墨西哥湾的现象，反使得大量淡水向北流入北大西洋，表面海水因之变轻(因为，含盐量变小)，下沈海水量变少，温盐环流因而变弱。海表面往北洋流也连带的减弱，北传的热量减少，降低海洋调节高纬大气的功能，气温因此迅速下降。

有些科学家利用大气/海洋耦合模式去模拟温盐环流对新仙女木气候的影响他们假设二种状况，一种是有温盐环流，即在北大西洋海水下沈，另一种是无海水下沈。结果显示温盐环流不但使北大西洋气温升高，北半球平均气温也升高，但是南半球气温则下降。相反的，如果没有温盐环流，北大西洋及北半球平均气温皆将下降。他们的研究证实了Broecker等人的看法。

除了影响气候，北大西洋也具有调节大气中二氧化碳浓度的作用。这是因为，大量二氧化碳在北大西洋溶解於海水，随著海水下沈进入温盐环流，使得北大西洋成为吸收二氧化碳的主要海洋地区之一。

温盐环流的影响甚至并不只是长期的气候变化，还有短期非特定型态的天气变异因子。科罗拉多州立大学的资深飓风研究员葛瑞(William M. Gray)则相信，飓风的长周期变化可能与全球海洋环流有关，因为洋流会将热带温暖的高盐水，千里迢迢带到北大西洋。当这个温盐环流很强劲时，北大西洋会比较温暖，而且产生较多大型飓风;当环流减弱时(也许是因为北极海冰的淡水注入)，飓风的活动也随之减缓。

至於较为浅海的环流以及洋流系统主要影响并调控大陆的气候组成。在地球表面，海洋与大陆的分布直接影响气候分布的组成。在陆地局部和海洋局部地区，影响气候分布的因素主要有地形和洋流。二亿年以前，地球表面只有一个超级大陆，二亿年前左右，由於海底扩张，大陆板块开始分裂漂移，最後形成了现今的海陆分布状况：大部分陆地集中在北半球，尤其在北纬30度到60度之间，而海洋占地球总面积的71%，陆地仅占29%。海洋和大陆由於物理性质不同，在同样的辐射之下，它们的增温和冷却有著很大的差异。陆地的比热小而且是固态，对於太阳辐射变化的反应几乎是立即的，快速地增温与冷却，且无法有效率地传 3

输热量;反之，海洋的比热大，太阳辐射的季节变化无法立即改变海水温度，此一延迟效应，使得海洋在夏天储存多馀能量，冬天时再释出。因此冬季，大陆气温低於海洋，夏季，大陆气温高於海洋。海陆分布对气候影响，在地球上形成了差别很大的大陆性气候和海洋性气候。大陆性气候的特点是变化快、变化大，因此大陆性气候的日温差、年温差数值都较大，而海洋性气候则相反。大陆性气候最高温出现在7月，最低温出现在1月，•海洋性气候一般最高温出现在8月，最低温出现在2月，气温变化晚於大陆。在同一纬度，春夏的气温，•陆上较高，海上较低;相反，冬秋的气温，陆上较低，海上较高。从而大陆性气候具有春温高於秋温的特点，而海洋性气候则有秋温高於春温的特点。在湿度和降水方面，海洋性气候的特徵是相对湿度较大，相对湿度年变化小，云量多、降水量多，降水的年变化小，秋冬降水较多。而大陆性气候的特色是，相对湿度较小，相对湿度的年变化大，云量少，晴天多，降水量少，降水的年变化大，夏季降水较多。

海陆对气压和风也有明显的影响，季风主要就是导因於海陆分布产生的加热不均匀。气压分布随气温分布而变化，夏季，大陆是热源，海洋为冷源，因此陆上气压低，海上气压高，导致风从海洋吹向大陆;冬季，海洋是热源，大陆为冷源，海上气压低，陆上气压高，於是风从陆上吹向海洋。此外，海陆分布也影响海洋环流，间接影响气候。例如，大约在三千年前，原来相连的南美洲与南极洲分裂漂移开，於是两者之间形成了绕南极的洋流，使原本来自热带的洋流被截断，无法继续将热能传送至南极大陆附近的海域。

以下简述表层环流系统(也就是我们一般地理学所熟知的表层洋流系统)

表层环流总体规律：

以中低纬海区的副高为中心的反气旋型大洋环流

以北半球中高纬海区的低压区为中心的气旋型大洋环流

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南半球中纬海区的西风漂流

在南极大陆周围形成的绕极环流

北印度洋形成的季风环流

1.反气旋型大洋环流

信风带作用下的信风漂流(南、北赤道暖流)向西流动，遇大陆后，一部分海水因信风切应力南北向速度分量不均和补偿作用而折回，便形成了自西向东的赤道逆流和赤道潜流;另一部分信风漂流向高纬的南北分流，在北太平洋形成黑潮、在南太平洋形成东澳大利亚洋流、在南大西洋形成巴西洋流、在北大西洋形成北大西洋湾流、在南印度洋形成莫桑比克洋流。 西风带作用下的西风漂流向东流动，遇大陆后，向两侧的高纬低纬分流，形成补偿流，向低纬流的洋流有：北太平洋的加利福尼亚洋流、南太平洋的秘鲁洋流、北大西洋的加那利洋流、南大西洋的本格拉洋流、南印度洋的西澳大利亚洋流。

信风漂流、信风漂流遇大陆后向高纬转向的补偿流、西风漂流、西风漂流遇大陆后向低纬转向的补偿流，便构成各大洋副热带海区(仅指大洋的如下海区：北太平洋、南太平洋、北大西洋、南大西洋、南印度洋)的反气旋型大洋环流。

2.气旋型大洋环流

由西风漂流、西风漂流遇到陆地后向北分支形成的补偿流、极地东风带形成的中高纬大洋西岸的洋流组成北半球中高纬海区的气旋型大洋环流。

该环流在北太平洋上有：北太平洋暖流、阿拉斯加洋流、千岛寒流;在北大西洋上有：北大西洋暖流、挪威暖流、东格陵兰寒流。

3.北印度洋季风漂流

北印度洋受南亚季风的影响，冬半年盛行东北季风，形成东北季风漂流，夏半年盛行西南季风，形成西南季风漂流。

4.南极绕极环流

在极地东风带的吹拂下形成环绕南极洲大陆一周的南极绕极环流，再往低纬方向为环绕南极大陆一周的西风漂流，因本海区自然特征比较一致，有些学者把南极外围海区称为南极洋，另一部分学者认为大洋应有其对应的大洋中脊而不承认南极洋这一称谓。

浅层洋流系统对气温的影响：

(1)洋流使低纬度的热量向高纬度的热量传输，特别是暖流的贡献。

(2)洋流对同纬度大陆两岸气温的影响：暖流经过的大陆沿海气温高，寒流经过的大陆沿海气温低。

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浅层洋流系统对海洋生物的影响

1、在寒暖流交汇处或上升补偿流区，往往形成较大的渔场，世界四大渔场及其洋流成因如下：

北海道渔场：位于日本北海道岛附近，日本暖流和千岛寒流交汇。

北海渔场：位于欧洲北海，北大西洋暖流与极地东风带带来的北冰洋南下冷水交汇。 秘鲁渔场：海岸盛行东南信风，为离岸风，导致上升补偿流(亦称涌流)。

纽芬兰渔场：加拿大纽芬兰岛附近，北大西洋湾流和拉布拉多寒流交汇。

2、赤道地区的企鹅：在太平洋东部赤道地区的科隆群岛(又名加拉帕戈斯群岛)，有企鹅分布，是秘鲁寒流的因故。

另一方面，浅层洋流与圣婴现象的关系也是最近气候学的研究焦点，既然谈到圣婴，那在此简述一下。“圣婴现象”一词(El Nio，西班牙语“圣子、圣婴”)，原本是厄瓜多及秘鲁沿海渔民用来指称发生於圣诞节前後，并持续数月的温暖洋流。在这段时间内的渔获量较少，因此渔民们总是藉此获得休息，整修装备并和家人团聚。但在某些年份里，洋流温度会特别的高，使渔民的休息时间一直延续到五月，甚至到六月。数年下来「圣婴现象」一词便被用来泛指这些格外强烈的温暖时段。它们不但扰乱了渔民的生活，其挟带的豪雨更造成了极大的灾害。在过去1951～1990之间，共有九次圣婴现象对南美海岸造成影响;它们不但使海洋水温增高，更造成了海面的大幅提升。其影响范围不仅包括了沿海地区，甚至在加拉巴哥群岛与圣诞岛间、延伸约五千哩的太平洋海域，也在其影响范围之内。较轻微的圣婴现象，仅使海洋温度提高约华氏1～2度，影响所及也只限於南美渔场;但在较强烈的圣婴现象中，如1982～1983年的案例，不仅使南美当地气候及海洋生态发生改变，对全球的天候状况亦造成极剧烈的冲击。其中秘鲁洋流的变化是圣婴现象的关键之一，不过由於圣婴的牵涉太广，在此便不赘述了。总之洋流的影响是高深莫测的。它研究起源於地理学，但是它的影响已经远远超过地学的范畴了。

气候的变化不是单靠大气环流运动，尚需与海洋洋流同步配合。洋流是目前地学与海洋学学术上很重要的项目。我还以为地理吧的人会对洋流有兴趣的说。好吧，在此我再补充关於海流的测量方式。希望有人会注意这个帖子。

一般来说，海流的测定大致可分为两种方式：

一、间接测量：

1.漂流法 ( drift method )

以海面的漂浮物体随著海流漂动，间接推算海水的流向与流速。一般对於长距离的观测，大多只能观测到其起点与终点，至於整个漂流轨迹则无法获悉，更无法确定海流的流速。只有短距离观测时，若以岸上若干固定点为观测点，并以较短的时间来确定漂流物的位置，即可求得漂流物的轨迹。

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例如：海流瓶(在瓶子中盛入少许的沙粒以为重锤，使得瓶口得以露出水面为宜，并在瓶内放置报告用的明信片，明信片上注明抛入海中的时间与地点，必要时可在瓶内放置少许酬金并请拣拾到瓶子的人，能将拾获的地点及时间记下，再寄回原调查机关.此种方法的优点是可利用船只或飞机大量散布瓶子。)、海流竿(current poles)、深海漂筒(deep drogues)、船泊漂流(ship drift)。

2.盐温图分析

稳定之海流会造成相关的海水盐、温分布特性，所以收集多点各层海水的盐、温资料，分析其特性，就可以推算海流的流速与流向。这是欧洲的地理、气候与海洋学者常用的方法。

二、直接测量： (定点观测法) fixed current measurement

以某定点为观测基准点,用海流计来直接测量海流。常用的海流计有：厄克曼海流计(Ekman's current meter)、DHI (Deut sches hydrographisches Institut)海流计、照相海流计、GEK(Geomagnetic Electro-kinetograph)海流计

以下再补充世界主要洋流：

(一) 太平洋

洋流名称 地理位置 出现频率(%) 流速(公里/小时)

北赤道暖流 大体沿北纬10°流动 25-75 0.9-2.8

台湾暖流(日本暖流，即黑潮) 沿台湾省东岸、日本群岛南岸及东岸流动 25-75以上 0.9-2.8

北太平洋暖流 平行于北纬40°流动 25-75 0.9-1.9

阿拉斯加暖流 沿阿拉斯加湾岸流动 夏季25-50，冬季25-75 0.9-1.9

堪察加寒流(亲潮) 沿堪察加半岛东岸流动 25-75 ≤0.9

千岛寒流(亲潮) 沿千岛群岛东岸流动 25-75 ≤0.9

滨海寒流 沿苏联远东区滨海边区南部沿岸流动 夏季25-50，冬季25-75 ≤0.9 加利福尼亚寒流 沿北美洲西岸流动 ≤25 ≤0.9

赤道逆流(反赤道流，系暖流) 大体平等于北纬5°-8°流动 冬季25-75夏季25-75以上 0.9-2.8以上

棉兰老暖流 沿菲律宾棉兰老岛东岸流动 25-75 0.9-2.8以上

南赤道暖流 沿赤道南侧流动 25-75以上 0.9-2.8

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东澳大利亚暖流 沿澳大利亚东岸流动 25-75 0.9-1.9

西风漂流(寒流) 平行于南纬45°-50°流动 25-50 0.9-1.9

合恩角寒流 沿火地岛西南岸流动 25-75 0.9-1.9

秘鲁寒流(洪堡德洋流) 沿南美洲西岸流动 25-75 ≤0.9

埃尔.尼纽暖流 南美洲秘鲁西北岸附近 —— 约1

(二) 大西洋

洋流名称 地理位置 出现频率(%) 流速(公里/小时)

北赤道暖流 平行于北纬15°-20°流动 25-75以上 0.9-1.9

圭亚那暖流 沿南美洲东北岸流动 25-75以上 0.9-2.8

加勒比海暖流 沿安的列斯群岛往南 25-75以上 0.9-2.8以上

佛罗里达暖流 佛罗里达半岛东南海域 ≥75 ≥2.8

安的列斯暖流 沿安的列斯群岛往北 25-75以上 0.9-1.9

墨西哥湾暖流 (简称湾流) 沿北美洲东南岸往北到西经40°附近 25-75以上 0.9-2.8以上

北大西洋暖流 从西经40°附件往北到不列颠群岛北岸 25-75 0.9-1.9

伊尔敏格尔暖流 冰岛以南海域 25-75

西格陵兰暖流 沿格陵兰岛西南岸流动 25-75 0.9-1.9

拉布拉多寒流 沿加拿大拉布拉多半岛东北岸流动 25-75 0.9-1.9

加那利寒流 沿非洲西北岸流动 25-75 0.9-1.9

赤道逆流(暖流) 沿平行于北纬5-10°流动 25-75 0.9-2.8

几内亚暖流 沿非洲几内亚湾岸流动 25-75以上 0.9-2.8以上

南赤道暖流 沿赤道南侧流动 25-75以上 0.9-2.8

巴西暖流 沿南美大陆东南岸流动 25-75 0.9-1.9

合恩角寒流 沿南美洲南端流动 25-75 ≤0.9

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马尔维纳斯(福克兰)寒流 由马尔维纳斯(福克兰)群岛往北 25-75 0.9(冬季达1.9) 西风漂流(寒流) 平行于南纬42-48°流动 25-75 0.9-1.9

本格拉寒流 沿南部非洲西岸流动 25-75 0.9-1.9

厄加勒斯暖流 沿非洲大陆以南海域流动 25-75 0.9-2.8

(三) 印度洋

洋流名称 地理位置 出现频率(%) 流速(公里/小时)

季风暖流 印度洋北部赤道以北海域 25-75以上 0.9-2.8

赤道逆流(暖流) 沿平等于南纬5°流动 25-75 0.9-1.9

南赤道逆流 沿平行于南纬10°-15°流动 25-75以上 0.9-2.8

索马里暖流 沿索马里半岛沿岸流动 50-75以上 夏季0.9-2.8 冬季0.9-1.9

莫桑比克暖流 沿莫桑比克海峡的大陆沿岸流动 25-75以上 冬季0.9-2.8 夏季0.9-1.9

马达加斯加暖流 沿马达加斯加岛东岸流动 25-75以上 0.9-1.9

厄加勒斯暖流 沿非洲大陆东南岸流动 25-75以上 0.9-2.8以上

西风漂流(寒流) 位于南纬40°-50°间 25-75 0.9-1.9

西澳大利亚寒流 沿澳大利亚西岸流动 25-75 ≤0.9

(四) 北冰洋

洋流名称 地理 位置 出现频率(%) 流速(公里/小时)

挪威暖流 沿挪威西岸流动 25-75 0.9-1.9

北角暖流 沿挪威北岸流动 ≤25 0.9-1.9

斯匹次卑尔根暖流 沿斯匹次卑尔根群岛西南、西岸流动 25-75 0.9-1.9

北冰洋寒流 沿北冰洋北极地区大陆架流动 25-75 0.9-1.9

东格陵兰寒流 沿格陵兰岛东岸流动 25-75 0.9-1.9

东冰岛寒流 沿冰岛东北岸流动 25-50 0.9-1.9

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最大的洋流：西风漂流，也是最大的寒流 最大的暖流：墨西哥暖流

在自然界中，洋流的形成除了之前所提到的原因外，同时还受其他几个因素的影响，例如地转偏向力、陆地海岸形状和岛屿也影响洋流的方向。

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还有就是风的影响，前述的吹送流是一个比较笼统的概念，以下我再来补充一些东西。风力常可造成海流速度较大的变异。例如海洋上层在风力作用下水流速度之垂直分布会发展出呈现螺线状的构造。

著名的厄克曼螺旋(Ekman Spiral)即是当风吹掠洋面时，风对海面就施加了一股顺风向的风应力(Wind stress)，然後造成表层海水流动，海水流动时又产生科氏力，因此流向会偏向风向之右侧。上层水流动时又会拖曳下方流体运动，而下层流向又再稍偏右。如此一层牵引一层，水流流向由水面向下呈现螺线型态之旋转构造，此种构造即称为厄克曼螺旋。当流动情形达到平衡状态时，此时风应力系与科氏力相平衡，即二力大小相等但方向相反，如此则表示海面下各层海流平均(或总流量)系流往风向之右侧(北半球)，这个现象称为厄克曼效应，而此流量则称为厄克曼搬运。

经由厄克曼效应可以促成海面抬升或下降。例如气旋型风场所造成之厄克曼搬运均为离心方向，因此气旋中心处水位较低同时必需要有下层海水流向上层来补充，这就是涌升流。同理，沿岸地区在适当之沿岸风向时也会形成涌升流。涌升流之反义字即为沈降流。 11

上面两张图片请连著看。

在南半球的沿岸地区，海洋常常受到风力作用而产生的涌升流(图A)与沈降流(图B)。

洋流的变化其实远比我们想像中的复杂很多，就连大洋与大洋的交界处，浅层海流也会受到一定程度的干扰。

对於洋流的重视已经扩展到几个地理学的分支领域，例如海洋动物地理学、海事地理学、环境地理学、地貌学以及区域地理学等。

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此外，一般所谓的水界地理学内涵包括：地表水体的海洋、湖泊及河川三部分：水界地理学重在将此三部分的基本性质予以解释说明，因此洋流同样归属在水界地埋学的内涵当中。与之有关的水文学也同样谈到一部分的海洋。

在此再补充洋流对於海洋动物地理学的影响。一般来说，世界海洋动物地理分区可大致分为沿海带和远海带等生态带(ecological zone)。其中生态带的划分根据主要是海洋深度及其相应变化的生态条件。随着海水深度的增加，压力逐渐增大，光线逐渐减弱，温度逐渐降低，生物的种类和数量也相应发生变化。根据海洋哺乳类和鸟类分布，地球上的海洋可以划分为七个区：北极区、北太平洋区、北大西洋区、热带印度一太平洋区、热带大西洋区、南温区 。而洋流的流布则正是这些分区生物物种交会交流的重要动力。以亚洲来说，黑潮与亲潮的交会处往往带来沿海大量的渔获量，而这些洋流的交会处也往往是海鸟大量聚集的地方。

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