洋流

公元前900年~700年，古希臘的航海已經超出了地中海，進入了大西洋，航海者發現巨大的洋流，但認為只有河流才會流動，故把洋流看成巨大的河流。希臘語河流為Okeanos，是海洋Ocean一詞的來源。

佛羅里達暖流在流經佛羅里達沿海時，時速可達5~6千米，順水和逆水的速度可相差10~12千米。1513年龐謝·德·列昂指揮3只船，從美國佛羅里達半島東部的卡納維拉爾角向南航行，白天水手們把船划向遠海，晚上休息時灣流又將他們“送”了回來，當時的地學界因為對海洋的認識和研究不足，因此無人可以正確説出原因 ^[2]  。

中國對南海的洋流研究在新中國成立前處於空白時期，直到1958~1960年進行的全國海洋綜合調查，中國研究南海洋流才拉開序幕。1977~1978年，中國科學院地理科學與資源研究所對南海中部海域進行了5次綜合調查。1979~1982年，中國科學院地理科學與資源研究所又對南海東部海域進行了5次綜合性調查。1984~1986年，中國科學院地理科學與資源研究所對南海南沙海域進行了3次綜合性調查。到1987年，中國開始進行多部門聯合研究南海，20世紀80年代也是南海相關研究成果的集中發表期 ^[3]  。

1973年，美國的莫頓教授提出了“科里奧利”方案，該方案的內容是將一組巨型渦輪發電機安裝在一種能大量聚集海流能量的導管內。當海流通過導管時，就帶動渦輪機像風車一樣轉動發電，通過水下電纜將電能輸人佛羅里達電網。“科里奧利”方案中的發電機機組長110米，管道口直徑170米，安裝在海面下30米處。在海流流速為2.3米/秒條件下，該裝置的功率為8.3萬千瓦，且不會對附近海域的自然環境產生任何污染 ^[4]  。

近代科學調查表明：海洋中的生物分佈十分廣泛，無論是炎熱的赤道海域，還是白茫茫的北極冰下，無論是陽光能夠透過的淺水區，還是水深超過一萬米的馬裏亞納海溝，都有生物在生長、繁衍。海洋生物的分佈與海水的温度、鹽度、透明度等理化性質有關，洋流通過影響海水的理化性質進而影響到海洋生物的分佈 ^[2]  。

厄克曼（Ekman）曾對風海流做出深入的研究，他得出深水風海流的特性：風海流的表層流向與風向成45°夾角，在南半球偏向風向的左邊，在北半球偏向風向的右邊；流向隨海水深度增加而與風向夾角越大，一直到與表層流方向相反為止（摩擦深度）。淺水風海流的特性是表層風海流的流向與風向間的偏角隨海水深度與摩擦深度的比值的減小而減小 ^[5]  。

地中海和大西洋的海水由於存在密度差異，在直布羅陀海峽，表層的海水由大西洋流向地中海，而底層海水的流向剛好相反。第二次世界大戰中，直布羅陀海峽被英國人所控制，德國潛艇駛到這裏時就關掉髮動機，進入地中海時潛入淺水，從地中海出來時則潛入深水，利用洋流的力量悄然地通過了戒備森嚴的直布羅陀海峽 ^[2]  。

進入21世紀，西方地學界對海流的研究表明，在海洋裏，隨着巨大海流流動引起的水温的波動可以使天氣趨勢在幾十年間發生改變。美國馬薩諸塞州伍茲霍爾海洋研究所的學者發現，海洋深處異常温暖的水團持續不斷地隨洋流流動，與冷水團交替發揮作用。每個水團從熱帶地區出發，圍繞北大西洋運動達到拉布拉多需要約20年的時間，且海面上空温度和氣壓也隨海流的運動而變化 ^[6]  ；例如黑潮給沿途的氣候帶來很大的影響，科學家可以通過對冬季黑潮水温的變化，預測來年的氣候。當進入秋末冬初時，只要測出吐噶喇海峽的水温比往年平均水温高時，中國北部平原地區來年春季的降雨量會比常年多、對中國、日本等國氣候影響最大的是黑潮的“蛇形大彎曲”。黑潮的主幹流有時會形如蛇行那樣彎彎曲曲。如果這種“蛇形大彎曲”遠離日本海岸，那麼沿岸氣温將降低，變得寒冷乾燥；相反，則沿岸氣温升高，空氣温暖濕潤 ^[7]  。

2008年5月1日，出版的《自然》（Nature）雜誌上有德國研究小組發表了洋流與氣候變化內容的文章，文章稱海洋洋流的自然改變有可能會暫時性地抵消不斷上升的温室氣體排放所產生的影響 ^[8]  。

2016年7月30日，《Geophysical Research Letters》上發表了中國科學院南海海洋研究所顏文研究團隊，與廈門大學高樹基教授、澳大利亞新南威爾士大學LaurieMenviel博士等合作，重建了末次盛冰期以來南海深層洋流千年尺度的動態演化歷史，研究發現南海深層洋流的快速加強對應於北大西洋氣候變冷時期，即Heinrich1和YoungerDryas事件，這與這些時期北太平洋地區深水的形成加強有關，從而支持了太平洋-大西洋之間存在海盆尺度蹺蹺板效應的假説。早全新世卡里馬塔海峽的開啓改寫深層洋流的演變歷史，它改變南海深層通風狀態，接替氣候驅動“蹺蹺板效應”主導南海深層洋流的變化 ^[9]  。

風力是洋流的主要動力，地球偏轉力、海陸分佈和海底起伏等也有不同程度的影響。例如，地轉偏向力使洋流在北半球發生右偏，在南半球發生左偏；大陸的障礙使任何洋流都不可能環繞地球流動，島嶼或大陸的突出部分可使洋流發生分支 ^[1]  。

赤道無風帶兩側，因北半球的東北風和南半球的東南風，上層水流必然從赤道向外流動。圍繞赤道低壓系統，北半球的洋麪流最終將呈反時針方向，而南半球則是順時鐘方向，由於兩者的方向相反，因而就形成兩個赤道環流 ^[1]  。

北緯30°~60°的西南風使上層水流向東南，北緯60°~90°的東北風又使上層水流向西北，導致以北緯60°為中心形成一個低凹。由於大洋兩側大陸的存在，最終又必然圍繞這個低凹形成反時針方向的亞極地寒流，而南半球則為順時針方向的亞極地環流 ^[1]  。

北半球的風吹動洋麪最終是輸送一層方向偏右90°的厚約100米的上層洋流。北緯0°~30°間為東北風，上層水流向西北。同樣，北緯30°~60°間為西南風，上層水流向東南。這樣兩種水流輸送的結果必然在以北緯30°為中心的區域內湧成一個水堆。在水位造成的壓力下，水堆上層從中心外溢，並在科里奧利力影響下於緯度0°~30°間流向西南，而於30°~60°間流向東北，成為地轉流。地轉流受到大洋兩側大陸的阻礙後，就成為以水堆為中心的順時針亞熱帶環流，南半球則為逆時針亞熱帶環流 ^[1]  。

洋流按照成因，可分為摩擦流、重力-氣壓梯度流和潮流三類。洋流根據流動海水温度（洋流本身與周圍海水温度）的高低，也可以分為暖流和寒流。暖流比流經海區的水温高，寒流比流經海區的水温低 ^[1]  。

摩擦流中最重要的是風海流。盛行風對水面摩擦力的作用，以及風在波浪迎風面上所施的壓力迫使海水向前運動。海水開始運動後，因受科里奧利力影響，流向與風向並不一致。在北半球流向偏於風向右方45°，在南半球流向偏於風向左方45°。偏角隨深度增加而增加，但流速隨深度的增加而減小，到某一深處時，流速只為表面流速的1/23，這個深度即稱為摩擦深度。從海面到摩擦深度的海水運動，稱為風海流或漂流。在淺海，由於海底摩擦的影響，風海流方向偏離風向很少甚至與風向完全一致 ^[1]  。

梯度流即重力-氣壓梯度流，包括傾斜流、密度流和補充流等。傾斜流是因風力作用、陸上河水流入或氣壓分佈不同，使海面因增水或減水形成坡度，從而引起的海水流動。密度流則是由於海水温度、鹽度不同，使得密度分佈不均勻，海面發生傾斜而造成的海水流動 ^[1]  。

潮流，是指海水受到月球和太陽引力而發生潮位升降的同時，還發生海水週期性的流動。潮流也分為半日潮流、混合潮流和全日潮流三種類型。若以潮流流向變化分類，則外海和開闊海區，潮流流向在半日或一日內旋轉360°的叫迴轉流。近岸海峽和海灣，潮流因受地形影響，流向主要在兩個相反方向上變化的叫往復流 ^[1]  。

赤道環流以太平洋最為完好。南赤道環流位置雖偏在赤道以北，但和熱赤道一致。赤道區大西洋是從南大西洋到北大西洋的大片水的通過區，沒有赤道環流去分割。南赤道暖流除分出巴西暖流以外，都向西北與北赤道暖流合併。

赤道環流在大西洋的破壞可能是非洲與南美洲比較接近，沒有足夠空間供其發育之故。北印度洋洋流系統因亞歐大陸季風發展而隨之改變方向，洋流夏季向東，冬季向西。赤道環流中心低凹一般比周圍洋麪低50釐米 ^[1]  。

亞熱帶環流分佈較廣。北太平洋亞熱帶環流包括北赤道暖流分支黑潮及北太平洋暖流。後者轉為加利福尼亞寒流，最後進入北赤道暖流。黑潮流速較快時寬約80千米，在日本羣島附近流量可達4000~6000萬立方米/秒。

北大西洋亞熱帶環流，首先是部分進入加勒比海的位於北緯10°~20°的北赤道暖流。其後轉為佛羅里達暖流、灣流（墨西哥暖流）和北大西洋暖流。後者又轉為加那利寒流進入北赤道暖流。灣流是世界上最大的永久性洋流，在新英格蘭岸外其輸送水量可超過1億立方米/秒，灣流是由大西洋熱帶海域中的幾條洋流匯台而成的，其源頭來自赤道兩側的北赤道洋流和南赤道洋流。前者循小安的列斯羣島向北流去。後者在巴西北部海域分為兩股：北股分支為圭亞那暖流；南股主流橫穿加勒比海，進入美國東部的墨西哥灣，然後便以每晝夜約150千米的速度經佛羅里達海峽流入大西洋，而被改稱為佛羅里達暖流。最後它又與奔騰北上的北赤道洋流匯合，共同組成墨西哥灣暖流 ^[7]  。北大西洋亞熱帶環流中心馬尾藻海較灣流約高出150釐米，該海以大西洋的洋流、墨西哥灣的暖流、安得列斯暖流、北赤道暖流和加那利寒流為邊界，面積約200萬平方米 ^[10]  。

南太平洋亞熱帶環流有來自南赤道暖流並南流的東澳大利亞暖流和沿南美洲海岸北上的秘魯寒流。前者水量估計為1000萬~2500萬立方米/秒，後者估計為1500萬~2000萬立方米/秒。與秘魯流邊部聯結一起的大量上湧海水為浮游植物提供了足夠的營養物質，使以此為生的秘魯魚產量佔世界領先地位。但有時因亞熱帶環流週期性南移，東南信風微弱，引起赤道逆流南下，熱帶暖水淹沒了較冷的秘魯洋流上湧海水與沿岸冷水消失，導致海洋生物與寄食鳥類死亡、腐爛，並釋放大量硫化氫進入大氣。

赤道東太平洋秘魯洋流的這種變化，如果水温超過0.5攝氏度，持續時間達六個月以上，即稱為厄爾尼諾現象（Elnino）。16世紀中葉厄爾尼諾就已見於記載，1884~1998年的115年間共發生30次，平均不足4年就有一次。1997~1998年的厄爾尼諾是近百年最強烈的一次，表水增温超過5攝氏度，100米深處增温高達10攝氏度，由之引起的全球氣候異常曾使41個國家受災，中國1998年的洪災也與此有關。

南大西洋亞熱帶環流中有從南赤道暖流分支的巴西暖流和沿非洲西岸北流的本格拉寒流。巴西暖流在拉普拉塔河口灣外改向東南後，因遇到來自南極的福克蘭洋流而轉向東流。

印度洋亞熱帶環流只見於赤道以南。南赤道暖流在南緯20°以北向西流後，接近非洲大陸時叫阿古拉斯洋流，在大陸與馬達加斯加島之間，水量約達2000萬立方米/秒。這個環流在東面分支為西澳大利亞寒流 ^[1]  。

亞極地環流中，在北太平洋是親潮和阿拉斯加洋流。親潮（千島寒流）自北極海逆時針方向向南經有白令海峽流往西北太平洋，在日本東部海域與黑潮會合。大西洋的亞極地寒流，包括北大西洋暖流的分支挪威暖流、沿冰島的伊爾明格洋流、東格陵蘭洋流和來自拉布拉多海的拉布拉多洋流，後者在灣流邊緣流動。南方大洋（南冰洋）因兩側沒有陸塊存在，亞極地環流不十分明顯，洋麪流造成水面坡度亞熱帶環流中心的水軍高出周圍海面。亞極地環流中心低凹一般比周圍洋麪低50釐米 ^[1]  。

索馬里洋流屬於印度洋赤道環流系統的一部分，其受亞歐大陸和非洲大陸季風影響，海水温度、鹽度和流向發生改變，夏季為寒流，冬季為暖流。熱帶大西洋海域沒有形成赤道環流，則是因為非洲和南美洲距離較近，沒足夠的海域給洋流發育成環流 ^[1]  。

北印度洋海域的洋流受亞歐大陸季風週期性變化，其流向也出現週期性變化，夏季大致呈順時針流動，冬季大致呈逆時針流動 ^[1]  。對於熱帶東印度洋海域，在西南季風期，西印度沿岸流與西南季風漂流一道向東繞過斯里蘭卡島進入孟加拉灣，印度半島的東海岸則為北向的東印度沿岸流。在10月至次年1月期間，東印度沿岸流沿着整個印度海岸向赤道方向運動 ^[11-12]  ，南向的東印度沿岸流與孟加拉灣灣口南部的東北季風漂流匯合後繞過斯里蘭卡向西流動，直至阿拉伯海分成兩支，一支繼續向西流至阿拉伯海東南部，另一支繞過拉克沙羣島高壓向北（如圖《熱帶東印度洋海流系統示意》所示）。2~4月份，東印度沿岸流北上成為反氣旋環流的西翼 ^[13-15]  。

洋流在中國海域（渤海、黃海、東海、台灣島以東太平洋，南海）主要分佈有日本暖流、台灣暖流、黃海沿岸流、黃海暖流、東南沿岸流 ^[1]  。分海區來看：

黃海海域有兩大洋流組成環流系統，一是來自太平洋的高温高鹽水系，其流動方向是從韓國濟州島的西南方向向北流動，1月份可達北緯36°以北的海域，是對馬海流的一個分支，稱黃海暖流；二是沿岸低鹽水系，西岸為蘇北沿岸流，東岸為朝鮮西岸沿岸流。

台灣島及東海海域注入的河流眾多、颱風頻發、且有強勁的黑潮（日本暖流）過境，因此環流較為複雜。主要有黑潮、台灣暖流、對馬暖流、浙閩沿岸海流（東南沿岸流）。黑潮經台灣島東安和日本與那國島之間的水道進入東海，沿東海陸架邊緣與陸坡毗連區流向東北，在台灣東北，黑潮向北分支流向浙閩沿海，稱為台灣暖流。台灣暖流沿途與沿岸海水混合，至韓國濟州島以南海域進入黃海。黑潮主幹流到日本九州島以南海域，又一次分流，西支稱對馬暖流。浙閩沿岸流又稱東南沿岸流，是一支自成體系的寒流，夏季在河口形成淡水舌及沉積羽流，冬季受東北季風影響自北向南流動。

海南島及南海海域位於熱帶和副熱帶海域，在季風、海底地形和鄰近海洋的影響下，南海表層海流成為季風漂流。南海秋季因季風交替影響，海流較為紊亂。受黑潮影響，南海冬季在其北部海域形成南海暖流 ^[16]  。

洋流在低中高緯度帶均有分佈，由行星風系理論推演出了三種洋流模式，即赤道環流、亞熱帶環流和亞極地環流；海洋氣團強勢、熱帶海域常常形成暖流，大陸氣團強勢、離岸風盛行海域常常形成寒流 ^[1]  。

世界海洋表層環流具有以下特點：以南北迴歸線高壓帶為中心形成反氣旋性大洋環流；以北半球中高緯海上低壓區為中心，形成氣旋型大洋環流；南半球中高緯海區沒有氣旋型大洋環流，而是被西風漂流所替代；在南極大陸海區（南冰洋）形成繞極環流（自西向東流向）；北印度洋海區，由於季風的影響，洋流具有明顯的季節變化，冬季呈反時針方向流動，夏季呈順時針方向流動 ^[5]  。

世界最大洋流是環南極洲洋流，據在德雷克海峽進行的測算，其流量為2.69億立方米/秒，洋流寬300~2000千米，表層流速1.4千米/小時。

世界最強洋流是薩爾特勞門洋流，在挪威博多附近的薩爾蒂港灣，平均流量為14250立方米/秒。

世界最大暖流是墨西哥灣暖流，寬80~200千米，水温在24攝氏度左右 ^[17]  。

洋流對氣候發生雖然並非直接的，卻是巨大的影響，許多沿海地區的温度和降水狀況都與附近的洋流有關。例如熱帶大陸西岸由於受加利福尼亞寒流、秘魯寒流、加那利寒流和本格拉寒流的影響而形成熱帶西岸多霧乾旱氣候；又如温帶海洋性氣候，歐洲和北美洲的温帶海洋性氣候受挪威暖流和北太平洋暖流的影響可以逼近高緯度 ^[1]  ；冬季，灣流的水温要比周圍海水高出8攝氏度以上，加上流量極大，因而對沿途氣候產生很大的影響，使得等温線在北大西洋東北向北凸出。

灣流給西北歐帶來的熱量，若按大陸沿岸線的平均值估算，每千米約相當於6000萬噸煤炭燃燒的能量，使平均氣温比北半球其他同緯度地區高出16~20攝氏度。雖然東北歐已地處寒帶，但受灣流的影響，港口終年不凍，降雨量也特別充沛，沿途山坡和平原林木葱蘢，花草茂盛，呈現出一派温帶的自然風光 ^[7]  。

洋流也會產生較大的經濟效益，寒暖流交匯的海域常常能形成大型漁場。如台灣暖流和黃海沿岸流在舟山羣島交匯，水温和鹽分適於魚類生長，再加之長江、錢塘江等江河從陸上帶來豐富的餌料，因此舟山海域生存了大量魚類，這也是舟山市能夠成為中國最大海產品生產、加工、銷售基地的決定性因素 ^[16]  。

人類洋流的利用還體現在航運上，成就了一些高緯度地區的“不凍港”。還如德國二戰期間利用地中海與大西洋的海水鹽度差，而安全的進出直布羅陀海峽；又如馬六甲海峽，在此途徑的商船往往能夠利用馬六甲海峽洋流的季節性流向反轉而節省大量航油開支。

洋流也可以成為一種旅遊資源。如喇叭形海灣或河口灣可以激起怒潮（潮流），中國的錢塘江口、西亞的波斯灣、南美的麥哲倫海峽和北美的芬地灣都以潮高著名，尤其是中國的錢塘江口的錢塘江潮每年都吸引很多遊客駐足 ^[1]  。

洋流經過的海區和兩側，往往有較豐富的海洋生物分佈，形成了海洋生物沿洋流的環狀洋帶性。通常，生活在暖流區的海洋生物屬於暖水性海洋生物，或温水性海洋生物；生活於寒流區的海洋生物則屬於冷水性或温水性海洋生物。生活於寒暖流交匯處的海洋生物最為豐富，既有冷水性海洋生物，又有暖水性海洋生物和温水性海洋生物。因此，寒暖流交匯處一般都成為較大的漁場，如紐芬蘭漁場（灣流與拉布拉多寒流）、北海道漁場（黑潮與親潮）、北海漁場（北大西洋暖流與北極南下的冷海水）、舟山漁場（台灣暖流與黃海沿岸流等）等。另外，上升流區亦是海洋生物豐富的洋區，形成獨特的上升流生態系統，如秘魯漁場、本格拉漁場 ^[18]  。