第 13 章 海洋水

盐 度

海水含有许多呈溶液状态的矿物质。自从海洋最初在年青的地球上形成以来，这些矿物质就已大部分存在，因为河流每年提供给海洋的水量与已有海水水量相比是微不足道的。而且，河水含有的实际矿物质与海水大不相同。虽然世界上不同地区的河水并不相同，但其中钙盐（特别是碳酸钙）的量都大大超过钠盐；钠盐是海水中最最重要的矿物质。

盐度通常用每千份海水中盐的份数来表示，如果 1000 克水中含有 35 克溶解的盐，那么就说盐度为 35‰，这是整个海洋的平均盐度。如果从相隔很远的海洋各部分提取水样进行分析，尽管总盐度变化大，各盐类的比例实际上保持恒定。最重要的盐类有氯化钠（78％）、氯化镁（11％）和硫酸钠（5

％），但还有许多其他以相当数量存在的盐，并且还有对海洋植物和动物极为重要的“微量元素”。至于海水的离子比例是，含盐量的 55％由氯离子组成，31％由钠离子组成。由于这个比例实际上在整个海洋中都相同，因此， 测定盐度的标准方法是加硝酸银从而形成卤化银，使海水中存在的卤化物（主要是氯化物）沉淀出来。

盐度的分布 可以绘制等盐度线（盐度等值线）来表示海面或海面以下任何深度的盐度。海面盐度随温度（因而引起蒸发和浓缩）、河流流入和降雨或融冰所提供的淡水（因而引起稀释），以及表面和亚表面海流的混合程度而变化。开阔的海洋，盐度差别较小。例如大西洋，盐度最高的区域位于回归线附近（约 37‰），那里晴朗的天空、经常的高温和强盛的信风使蒸发保持旺盛。盐度向赤道减少（35‰），这是由于这里的相对湿度较高，云量较多，赤道无风带气团比较平静，降水量较大，蒸发量较小所致。盐度向两极也减少（不到 34‰），这是冰的融化和蒸发减少的结果。

详细的等盐度线图比上面简单的叙述要复杂得多，这是表面海流以及大河如亚马孙河和扎伊尔河存在的结果。在部分或完全封闭的海洋中，盐度的变化极为明显。例如，波罗的海的盐度随着离北海的距离的增加而减少，瑞典南海岸附近的盐度约 11‰，博恩霍尔姆岛附近盐度约为 8‰，而波的尼亚湾湾头的盐度减少到 2‰。这个海从若干条河流（如奥得河和维斯瓦河）和许多融冰水接纳水量，而蒸发很少。黑海也有许多大河流入（包括多瑙河、德涅斯特河、第聂伯河、顿河等），其盐度在 18—20‰之间。红海没有河流流入，而且蒸发很大，夏季盐度超过 40‰。地中海的盐度由直布罗陀海峡近海的大约 36‰，向东增加到以色列与埃及之间东部角的大约 39‰。

内陆海和湖的盐度比开阔大海的盐度高得多，因为虽然它们的河流可能仅带来少量的盐，但当水蒸发出去时，盐便在这里沉积下来。犹他州大盐湖的盐度为 220‰，死海盐度为 238‰，小亚细亚的凡湖为 330‰。即使在一个湖泊或内陆海之内，盐度也可能有局部变化。如里海北部（有伏尔加河和乌拉尔河流入）盐度仅 13‰，而东南部的卡拉博加兹湾（有沙嘴将它与海几乎隔开），盐度达 195‰。

海洋水温度

海洋学家关注海面及深处的水温，是出于要了解水温物理学和生物学的结果。地理学家更感兴趣的，是水温可能对沿海地区（例如后面将要讨论的“冷水海岸”）产生的直接影响，或者气团从洋面运动到陆地可能产生的间接影响。

人们采用温度自记器来测量海水表面的温度，自记器的温度计水银球安装在船舶的冷凝器入口中。测得深层海水温度的标准仪器，是扎在一根细钢丝上沉放下去的换向温度计。当仪器达到所要求的深度时，一拉仪器即转向， 水银柱就断开，将仪器拖上海面时，上面所记录的温度保持不变。

表层温度 陆地和海洋温度间的差异是气候学的一个基本概念，它们对大陆气候的影响结果将在后面章节进行叙述。

海洋表层水温的分布是一个复杂的问题。大致地说，开阔海洋的年平均水温，从赤道处的 26℃（79°F）逐渐降低到 20°纬度处的 23℃（73°F）， 40°纬度处的 14℃（57°F）和 60°纬度处的 1℃（34°F）。温度的季节变化比大陆小得多。由于大西洋面积较小，它的温度较差比太平洋大。由于冬季从大陆北部运动到海洋上空的冷气团的影响，北半球海水温度较差比南半球大。一般地说，南、北纬 20°之间进而到南纬 50°以南，季节温度较差仅约 6℃（10°F）。最大的温度较差是大西洋西北部纽芬兰岛附近（大约 20

℃，40°F）和太平洋西北部符拉迪沃斯托克附近亚洲海岸外（大约 25℃， 45°F）。最高的水温记录出现于封闭或半封闭的热带海域。在红海，偶然能记录到 38℃（100°F）以上的温度，尽管夏季平均水温仅约 29℃（85°F）。0℃（32°F）等温线围绕极地地区形成一个不规则的圆圈，冬季时向赤道移动。

海洋上的空气温度与上述数值不十分吻合；每年温度数值表明，在回归线一带，空气比其下面的海水略暧，但在其他地方，空气略冷。而以季节作比较的话，略有不同，夏季海洋（除印度洋外）大致比空气凉，但冬季海洋稍暖。

但是，这些是一般的概念，海洋等温线和大陆等温线一样，很少呈东西走向。等温线明显的不规则是由于表层洋流造成的，具有特定温度的水团随洋流流向其他纬度，在某种程度上保留着水团源地的温度特点。

水从深处向上的垂直运动可能形成对一特定纬度来说特别冷的表层水， 非洲和美洲西海岸外的一些海域就是如此。

冰山 北冰洋和环绕南极大陆边缘的大部分表层水呈永久冻结状态（照片 68、69）。冰的厚度从 0.6—4 米（2—14 英尺）不等。冬季，冰覆盖着广大的区域，而浮冰从极地向远处延伸，沿格陵兰东海岸向南远达北纬 60°。浮冰可能紧紧相连，结果形成一个连成一片的冰原；但在夏季，大浮冰块（平卧的薄冰和厚冰块，直径常达若干公里）从冰原边缘分离并漂流出去。

从冰川舌部断开到达海洋，或者从冰障边缘断开的大冰块称为冰山（照片 96）。虽然冰山的漂浮系数（即冰山出露与淹没部分的比）部分取决于冰和海水的相对密度（0.9 和 1.025），但冰山的形状也是重要的。最近的调查表明，老的“经验法则”；即冰山在水上的高度（英尺数）与水下深度（英寻）相等（即 1∶6）似乎被夸大了。1∶4 或 1∶3 的比例比较可靠。有的冰山高出海面 90 米（300 英尺）或更高，水下冰体则更大。

在北半球，每年形成约 l—1.5 万座冰山，格陵兰的冰川差不多可以产生大约 500—600 座冰山。这些冰山主要来自斯匹次卑尔根群岛、埃奇岛（Edge

Island）、新地岛和埃尔斯米尔岛。它们被东格陵兰寒流和拉布拉多寒流向南带走，有时远达北纬 40°，进入北大西洋航线。在 1912 年“铁坦尼”号船遇难之后，建立了加拿大—美国冰区巡逻舰队，以研究冰山的漂移，用无线电报告冰山的出现，预报冰山可能的路线。由于白令海峡既浅又窄，北太平洋很少看到冰山。

南半球的冰山发源于南极洲冰障的边缘。它们体积巨大，实际上形成了巨大的扁平状冰岛；据测量，有些冰山长度超过 200 公里（120 英里），称为平顶冰山，而北半球大多数冰山是城堡形冰山。南极洲的冰山在福克兰、本格拉和南澳大利亚寒流的影响下向北移动，在大西洋远达南纬 40°，在太平洋到达大约南纬 50°。据记录，最大的冰山发现于 1956 年，其面积 3 万平方公里（1.2 万平方英里以上），长 334 公里（208 英里），宽 96 公里（60 英里）。

冰山的漂流既受洋流影响，也受风的影响，还受地球自转偏向力的影响。风速每小时约 55 公里（30 节）时，冰山的典型速度大约为每天 7.5 公里（4 海里）。人们已经了解到与风和表层洋流作反向运动的冰山实例；这是由于强有力的亚表层洋流影响水下冰体的结果。

海洋深处温度 一般说来，除了极地海域以外，水温随着深度而降低。从 370—730 米（200—400 英寻），温度下降非常明显，但在这一深度以下， 温度下降就极少而且极慢。在 900—1450 米（500—800 英寻）深度以下（视纬度而定），温度降低几乎觉察不出。据估计，海洋水总量的 5/6 其温度在2—4℃（35—40°F）之间。

在极地海域，随着深度的增加，明显出现小的逆温。极地冰融化后形成的薄层冷水，漂浮在稍暖且含盐较多的水层之上，但在大约 360 米（200 英寻）以下，温度便象通常一样降低。

图 167 红海和印度洋的水温差别(刻度数表示温度)

部分封闭的海，特别是有浅的水下海槛的海，其温度梯度可能与开阔海洋极为不同。红海在曼德海峡处由一海槛将其与印度洋隔开，海槛高达离海面大约 350 米（200 英寻），但其温度均匀地保持在 21℃（70°F），直至海底，而外面的印度洋 2100 米（1200 英寻）深处，温度大约为 2℃（35°F）

（图 167）。整个红海的水温和海槛处的水温相同，因为海槛阻止较冷的深处水进入。同样，地中海海底附近的水温约 13℃（55°F），这是能在直布罗陀海峡海底山脊（深仅 350 米（200 英寻））以上通过的最冷的水（图 171）。威维尔—汤姆森海岭是这类屏障最突出的实例之一，它将寒冷、停滞的北极水与较温暖的大西洋水隔开。海岭北侧挪威海底附近的水温为 2℃（35°F）， 而大西洋一侧同样深度的水温为 7℃（45°F）。

表层下的海洋水运动

很明显，在海洋中发生着相当明显的水的垂直运动和水平运动。水团的垂直运动或者是由于不同深度的密度差异引起，或者是由于两条汇聚的洋流相遇而形成。洋流相遇引起水团下沉，而这又在另一些地方为上升水团所平衡。

海水的密度取决于它的盐度和温度。盐度一定，则密度与温度成反比， 即温度下降则密度增大。据约翰·默里先生计算，整个海洋表层水的平均密度为 1.0252，而从 3700 米（2000 英寻）向下，平均密度实际上保持不变， 为 1.0280。另一方面，在任何特定的温度下，密度随盐度的增加而增加。温度为 16℃（60°F）时，淡水密度为 1.0000，盐度 30‰的水密度为 1.0220， 盐度 40‰的水密度为 1.0300。所以温度升高、降雨、河流注入和冰雪融化都使密度减小，而温度降低或蒸发增加使密度增大。

因此，在极地海域，密度高的表层冷水下沉，而在热带地区，表层增热往往使水的密度减小，而且水向极地运动，从而较冷的水上涌以占有其位置。这就从理论上说明了较暖的表层水从热带地区向极地运动，而极地较冷的水在深处同时向赤道运动，以及极地区具有下沉水团，赤道纬度具有上升水团。实际上，情况远非这样简单。与这个理论概念不同的一个原因是表层水从赤道向极地的漂流受到风的很大影响。另一个原因是南大洋冷而稠密的底层水能够向北移动（甚至进入北半球）时，北极地区底层水形成一个实际上停滞的水池。这个水池与海洋其余部分之间为白令海峡中离水面不远的海岭和威维尔—汤姆森海岭所隔开。所有这些原因中最重要的是在海洋中能区分出水团，每个水团具有一定的盐度和温度，并有一个特定的源地。常常发生这样的情况，即单个水团之间有一明显的不连续层隔开，不连续层内盐度和温度有明显的变化。在北大西洋，“冷壁”是拉布拉多寒流和湾流之间的一个不连续层；而在太平洋，鄂霍次克洋流和黑潮之间也有一个不连续层。

在大洋的一些水域，可以看到辐合线，即隔开表层辐合水团的明显的线

（因此，那里发生下沉）。在南大洋南纬 50°附近，便有一条这样的辐合线， 冷而密度大的南极表层水在这里与向南扩展的较温暖但盐度较高的水汇合。另一条辐合线在大约南纬 40°；另外还有一些位于北半球，不过这些辐合线由于陆地的阻断而不太明显。另一方面，辐散使别处下沉的水得到平衡，由于辐散，冷水涌上表层。辐散在各大陆西岸海域表现得最明显，那里的离岸信风使表层暖水向西漂流。这些复杂情况的最后结果，是在海洋部分区域中， 水团（表层、中间、深层和底层）的运动大致为水平运动，但是是在不同的深度，有时方向不同。在测量船能获得充足的资料时，可在一张图上标绘出温度—盐度（T－S）曲线，其水平标度为盐度，垂直标度为温度。

表层洋流

前面已几次提到表层水的运动。一片表层水体以相当明显的方向所作的整体运动称为洋流。

海洋循环的模式系由若干因素的相互作用产生的。必须考虑的因素是亚表层运动（密度差的结果）、辐合和辐散运动。可是，许多表层流是由风和表层水之间的摩擦引起的“漂流”，因此大致随着风的方向，以及季节性风的位置和强度而变化。但是，地球自转除影响风向外，往往使洋流轻微地偏斜，结果北半球向东北吹的风会形成一个具有较明显东向分量的偏流。另外， 陆地的形态也有助于决定洋流方向。如果一条洋流被迫流过岛屿之间的空隙，特别是如果两侧的洋面有明显的差别时，漂流的速度便会增加，并形成一个“条带状洋流”，例如佛罗里达半岛和古巴之间的佛罗里达洋流。它从佛罗里达海峡流出，便成为湾流，并沿北美洲东岸向北流动。佛罗里达洋流

可能是世界上最强的大洋流之一，移动的水团深约 3.2 公里（2 英里），并且几乎以每小时 5 公里（2.7 节）的速度流动。

洋流运动的最终结果是形成称为环流（gyres）的一系列循环系统或“环型”（cell），每个大的洋盆都有一个这样的环流。在南北纬约 20°和 30

°之间，水的运动在北半球为顺时针，在南半球为逆时针，但在平面上是不对称的，这是由于科里奥利偏向力的结果。印度洋是一个例外，三角形的印度半岛和风的季节变化在这里产生一个随季节不同而作反向流动的复式环流。

下表所列为大西洋洋流的平均速度；太平洋的洋流速度尚未进行如此详细的研究，但人们知道它们要慢得多。

大西洋洋流速度（每天）

人们用“暖”和“寒”两个术语形容不同的洋流，但两者是相对的。一般地说，向极地流动的洋流与总的大气温度相比是暖流，而向赤道流动的洋流是寒流。这些洋流可能对附近陆地的气候有相当大的影响。

大西洋洋流（图 168） 陆块将这个大洋分成若干海盆，每一海盆有一个被一条辐合线隔开的环流。信风将热带的水向西吹，形成南北赤道洋流。这两者之间为赤道无风带内向东运动的赤道逆流，它在某种程度上抵销了大西洋西侧水的聚积。这条洋流在 7 月份发展得特别强大，在 1 月份实际上几乎看不出来。经过凸出的圣罗克角使其北转的南赤道洋流那部分得到加强， 北赤道洋流流向西北，部分进入加勒比海，部分流经西印度群岛以东。湾流从佛罗里达海峡流出，经北赤道暖流其余部分加强后，沿着美国海岸向北流动远及哈特勒斯角。美国海军水文局（theU.S.Navy Hydrographic Office） 近期所作的详细测量表明， 湾流宽达 30—60 公里（20—40 英里），深度达600 米（2000 英尺）。测量还表明，湾流是沿一条曲折的路线运动的，象“一条缓慢游动的蛇”，其运动在几天内即发生变化。过了哈特勒斯角，湾流主要在西南风的影响下转向并横穿北大西洋。其中的一支向北流入巴芬岛和格陵兰岛之间的戴维斯海峡，另一支向冰岛南岸靠近。主漂流的一部分继续沿

斯堪的纳维亚半岛沿岸流动，成为挪威洋流，接着进入巴伦支海并流向斯匹次卑尔根群岛。其余部分在西班牙和亚速尔群岛之间南转，并向南沿着非洲海岸流动，成为加那利寒流，这样便完成北大西洋中的顺时针环流。向南流的加那利洋流相对比较冷凉，因为北非西海岸附近冷水的上涌而得以加强。这个行星环流所包围的一个相对静止水域是马尾藻海，海内有大量的漂浮海草。

同样，在南大西洋中，南赤道洋流一部分沿南美洲海岸南流，成为巴西洋流，以后经西北风吹送，形成向东运动的南大西洋洋流。南大西洋的反时针循环由向北沿非洲海岸流动的本格拉洋流完成。本格拉洋流是由于上涌冷水而变得更冷的另一条洋流。

除了这两个大环流外，还有表层寒流从极地区慢慢流入大西洋。拉布拉多洋流向南流过戴维斯海峡，并进而经过纽芬兰岛；东格陵兰洋流沿格陵兰东海岸流过丹麦海峡，伊尔明厄（Irminger）（即东冰岛）洋流经过冰岛的东部和南部海岸，呈一系列“回旋”而消失，在这里它与北大西洋漂流的北端会合。拉布拉多洋流的冷水密度大，在纽芬兰岛以南下沉到较暖的水以下， 对大西洋亚表层环流有相当大影响。在大西洋南部，福克兰洋流沿巴塔哥尼亚海岸向北流动，直至它也下沉为止。

性质上类似于太平洋克伦威尔洋流的一条表层以下的洋流发现于 1963 年，这是赤道纬度含盐量很大的一条潜流，在 180 米（100 英寻）深处有一条最大的向东流的水流，以每小时约 4.5 公里（2.5 节）的速度运动。

太平洋洋流（图 169，170） 在太平洋中可以见到同样宽阔的环流系统，北半球是顺时针方向，南半球为逆时针方向。南、北赤道洋流向西流动， 其间有一条补偿性的赤道逆流沿大约北纬 5°线作反向流动。令人难以理解的是这条赤道逆流比大西洋中的强得多，尽管印度尼西亚群岛不象南美洲西海岸那样完全阻碍赤道洋流的流动。可能是由于太平洋在赤道纬度宽阔得多，容纳有更多的水。北太平洋环流由黑潮即日本暖流（与湾流相似）及其分支——对马洋流（它沿日本群岛西海岸向北流入日本海），黑潮继续向东北流而形成的宽阔的北太平洋漂流和向南流的加利福尼亚寒流构成。北太平洋漂流的一部分流入阿拉斯加湾，然后沿着阿拉斯加海岸向西流，从而使之冬季保持不冻，因为这条洋流比较温暖。南太平洋环流包括东澳大利亚洋流， 它沿新几内亚北岸流动，并沿澳大利亚东部继续南流，然后在大约南纬 40° 处向东流，成为南太平洋洋流，并

图 168 大西洋表层洋流

此图表示 1 月平均状况。缩写字：Ant.C.为安的列斯洋流；E.G.C.为东格陵兰洋流：L.C.为拉布拉多洋流；Fl.C.为佛罗里达洋流；N.C.为挪威洋流； N.Eq.C.为北赤道洋流；S.Eq.C.为南赤道洋流。

实线表示辐合线或隔离线（例如“冷壁”）的大致位置。

且沿南美洲西海岸北流成为秘鲁洋流或洪堡洋流而完成循环。从南极来的水和上涌的西海岸水，加之向北流的，所有这些使秘鲁洋流变得很冷。

与大西洋相比，北太平洋几乎全被陆地包围，因此极北部另外还具有一个小的环流系统。已经提到过的北太平洋漂流的分支——阿拉斯加洋流向西流动，继续向前流，成为阿留申洋流；经过冰融化成的冷水补充后向南流动， 成为堪察加洋流。一部分再转向东流，与北太平洋漂流的北部水流合并；一

部分得到鄂霍次克洋流寒冷的冰融水的补充，继续向南经过萨哈林岛和北海道，成为亲潮，然后，象拉布拉多寒流那样逐渐下沉到北太平洋漂流较温暖的水以下。

必须强调指出，图 169、图 170 表示的是极端简化的主要行星洋流流向图式，甚至比大西洋更加简单。美国海军部（U.S. Navy）绘制的季节洋流图和每月洋流图，显示出许多较复杂的运动，特别是在具有缓慢大“回流”的开阔的海洋。此外还有季节性的逆流，例如 2.3 月缓慢向南流动的厄尔尼诺

（El Nino）暖流，这条暖流在海岸和秘鲁洋流之间有时甚至向南流到南纬12。由于一些无法解释的原因，埃尔尼诺暖流有时向南流得特别远，达到布兰卡角以南，更令人费解的是具有大约 7—8 年的周期性，尽管不是恒定不变的（1911、1918、1925、1933、1939、1941、1953、1965、1972 年）；由于

温度突然变化而使浮游生物和鱼死亡，结果海滩上到处都是死鱼。它对气候也有明显的影响，因为随着它的南进，赤道雨带也向南移动。例如，1925 年3 月，特鲁希略的降雨量为 38 厘米（15 英寸）以上，而过去八年平均月降水

量仅为 0.4 厘米（0.17 英寸）。同样，在北太平洋，戴维森洋流从 11 月到 1 月呈逆流在大陆和加利福尼亚洋流之间沿着加利福尼业海岸向北流动，远达北纬 48°。

克伦威尔洋流（最初称为太平洋赤道潜流），最初于 1951—1952 年在用长绳捕捞金枪鱼时发现。它是一条“水带”，宽 300 公里（190 英里），沿着赤道向东流入南赤道洋流以下。现已查明，这条洋流远达加拉帕戈斯群岛。

印度洋洋流（图 169，170） 行星风系位置的季节变化往往使太平洋和印度洋中主要漂流方向偏转几度。但是，由于气流的季节变化，在印度洋北部存在着方向完全相反的洋流。

印度洋南部的环流大致与其他大洋的南部类似，环流方向呈反时针方向。南赤道洋流由于有相应的太平洋洋流的补充而得到加强，并流经印度尼西亚群岛。南赤道洋流向西流向非洲海岸，并沿马达加斯加岛的两岸转向南流；经过马达加斯加岛和非洲大陆之间的洋流叫做莫桑比克洋流，它在开普省附近的南段有时称为厄加勒斯洋流。然后，它转向东流与南太平洋洋流合并。

图 169 北半球冬季时太平洋、印度洋的表层洋流

此图表示 2—3 月的平均状况。缩写字为：C.C.＝逆流；Cal.C.＝加利福尼亚洋流；E.A.C.＝东澳大利亚 洋流；K.＝黑湖；N.Eq.C.＝北赤道洋流； S.Eq.C.＝南赤道洋流；S.Pac.C.＝南太平洋洋流。

实线表示辐合线的近似位置。

图 170 北半球夏季时太平洋、印度洋的表层洋流

此图表示 8 月和 9 月的平均状况。所用的缩写除图 169 中的以外是：O.S

＝亲潮；Som.C.＝索马里洋流。

向北流的西澳大利亚洋流（它完成环流）远没有秘鲁洋流和本格拉洋流显著。在南半球夏季时，这条洋流可能会出现，但在冬季，当西风漂流的主体部分完全在澳大利亚以南经过时，其方向即发生逆转，从印度尼西亚群岛附近向南流。

在印度洋北部，冬夏之间洋流方向有明显的逆转。冬季，北赤道洋流在

斯里兰卡以南向西流，在它与南赤道洋流之间有一明显的逆流（图 169）。东北季风引起沿印度东岸和沿阿拉伯海岸向东、向北的一条漂流，实际上， 它构成热带纬度常见的东西向运动的一部分。

但是在夏季（图 170），从 7 月至 9 月末，西南季风占有优势。北赤道洋流为向东运动的水流所取代，其支流进入阿拉伯海和孟加拉湾，在此形成大致呈顺时针方向的循环。北赤道洋流沿着非洲之角、阿拉伯半岛和印度西部流动；由于表层水流走，便引起了较冷水的上涌。这有助于解释索马里和附近国家的干旱。

南大洋洋流 从某种意义上说，南大洋水的运动比较简单；一条主要在西北风影响下的绕极东西漂流，以及向北流入其他大洋的若干条分流。但是， 从早些时候人们所论及的南极辐合带，和水在表层和很深处向赤道运动而在中层向极地运动的这一事实看来，很清楚，表层和亚表层洋流相互之间一定有非常复杂的关系。

北冰洋洋流 北冰洋是一个实际上停滞、几乎封闭的水域。但是，似乎有一条缓慢的表层漂流从西伯利亚沿岸穿过极地流向格陵兰岛东海岸。就是这条漂流于 1893 年从新西伯利亚群岛附近推动了牢牢固定于浮冰的南森的

“弗雷姆”号船，到 1896 年时差不多到达斯匹次卑尔根群岛。这艘船与冰一起摇摇晃晃地漂过高纬度水域，但未能如它所期望的那样穿过北极。一些表层冷水经过加拿大群岛之间的海峡缓慢流入巴芬湾，为拉布拉多洋流补充水源；其他北冰洋水向南流，成为东格陵兰洋流。

小洋流 有一些洋流是由于相邻海域之间的海面高度、盐度或温度略有差异而形成，不过它们与行星漂流相比重要性不大。据计算，地中海通过河流和直接降雨所获得的水量，大约仅为蒸发耗失量的 1/4。因此，有一条表层洋流向东流过直布罗陀海峡，以弥补这种耗失，同进也弥补由于深处含盐量多的水由海盆向西运动所造成的损失（图 171）。同样，据估计，红海由于盛行高温所造成的蒸发而每年降低 3—8 米（l0—25 英尺）。此外，一条含盐多的深潜流从曼德海峡的海槛上流出；因此，一条强大的、补偿性表层洋流从印度洋流入红海。

图 171 直布罗陀海峡横断面（after G.schott）

这个示意图表示地中海和大西洋之间一条海槛的存在对水温和盐度产生的影响，因此形成盐化深层潜流和补偿性表流。

温度为摄氏度，等盐度线标有盐度。

相反地，接纳大量河水的部分封闭海的海面升高。有许多河流流入黑海， 另外，一条盐度较高的洋流沿博斯普鲁斯海峡底部从地中海缓慢流入黑海。因此，存在着一条向外流出的补偿性表层洋流。

潮汐

海面的周期性上升或下降称为潮汐。在开阔的海洋中，高低潮之间的高差——潮差可能仅有半米，但是，在水浅的边缘海中，潮差能增大到 9 米（30 英尺），在束狭的潮汐河口中可能超过 12 米（40 英尺）。在南安普敦平均高潮比低潮高出大约 3.7 米（12 英尺），在泰晤士河河口的希尔内斯高出 5

米（ 17 英尺），在伦敦桥高出约 7 米（ 23 英尺），在利物浦高出 9 米（ 30

英尺），在塞文河上的埃文茅斯高出 13 米（44 英尺）。已知最大潮差出现在加拿大东北部的芬迪湾，其口门处潮差仅约 2.5 米（8 英尺），但其顶端附近有 21 米（70 英尺）的记录，通常为 15—18 米（50—60 英尺）。另一方面，在一些部分封闭的海如地中海和波罗的海中，潮差却非常小。

在大西洋大部分水域，每个太阴日发生两次涨潮和两次落潮，间隔时间约为 12 小时 25 分，每一对高潮达到大约相同的高度，两个低潮的高度也大致相同。这些潮汐称为半日潮（图 172）。

232 太平洋和印度洋大部分水域每日也有两次高潮和两次低潮，但振幅不同；它们在高潮时高度可能有差别，而低潮时却保持恒定不变，或者情况正好相反。这些潮汐称为混合潮。在几个特定的地区，特别是在墨西哥湾， 在菲律宾群岛周围的水域，在阿拉斯加海岸附近和中国部分海岸附近，仅有一个每日潮，即每 24 小时有一次高潮和一次低潮。这些变化很难加以解释， 因为引起潮汐的力在地球表面是相同的，但是，海洋的形状、陆块的位置、浅边缘海的性质是主要的因素。

图 173 1942 年 3 月利物浦的潮汐高度

上面的线表示连续高潮的潮高，下面的线表示连续各次低潮的潮高。3 月 17 日最高的高潮（大潮）高于利物浦湾基准面 9.2 米（30.4 英尺），而此后的低潮仅高出 0.2 米（0.7 英尺）。默西河港公司为了制图和航行所采用的利物浦湾基准面在军用基准面以下 4.4 米（14.54 英尺）。

引潮力 天体对地球表面产生万有引力的作用，其大小与天体的质量成正比，与天体的距离平方成反比。例如，太阳的质量是月球的 2600 万倍，但

它比月球远 380 倍，因而它对地球的引潮作用仅为月球的 0.46 倍。当月球、太阳和地球在同一条线上，即朔或望（这两个位置称为朔望）时，它们的吸引力是互补的，因而发生最高的高潮和最低的低潮；这种大潮一个月发生两次。可是，当这三个天体成直角而地球处于顶点（这个位置称为弦位）时， 两个引潮力刚好错开，因而潮差减小；这时出现低的高潮和高的低潮（小潮）

（图 173）。月球相对于地球的位置还形成一些变化。当它位于最近点（即近地点）时，其引潮作用更为明显，这些近地点潮在高潮时约高出 20 ％。如果它们与大潮吻合，即产生极大的潮差。相反，月球离地球最远时，发生的远地点潮，在高潮时比通常要低；如果这些潮与小潮吻合，潮差即很小。所有最高的大潮都发生在二分点上，称为二分点大潮。

月球在其轨道上与地球自转相同的方向运转。太阴日是指月球两次经过地球上任何一条子午线上空所经过的时间，即 24 小时 50 分。在此期间，地球上大部分地区出现两次高潮和两次低潮，因而任何一次高潮要比前一天的高潮晚 50 分钟。

在具有大陆和海洋的地球上，实际的潮汐是怎样形成的，这个问题至今尚未清楚。古老的“前进波”（progressive）理论认为，引潮力导致了南大洋两个潮汐波的形成，一个波紧随着月球但因地球自转又稍落后于月球，而另一个波在相对的地球另一侧。这些潮汐波与高潮的前进运动相吻合，其间便是低潮。这些主潮汐波的支波以同样的周期向北传播到大西洋、印度洋和太平洋，接着传播到它们的边缘海内。但是，由于世界各地的潮汐观测资料日益增多，这一点已变得很清楚，即这个理论不能解释开阔大洋的情况。例如，合恩角和费尔韦尔角（格陵兰东南角）间潮汐的“年龄”几乎没有差别，

而不是渐次落后。此外，全日潮和半日潮出现于大洋的不同地区，并未显示出一致和规则的周期性。

振动波或驻波理论认为，海洋表面能划分为“潮汐单位”，每个单位具有一个结点或中心，在有些情况下具有两个中心（双结点体系）。在这些单位的每一单位内，水域的形状、大小和深度对等潮线的型式都有深刻的影响。每个单位中，水面处于振动状态，振幅随着地球、太阳和月球的相对位置发生变化，还随着地球自转产生的旋转运动而变化。目前已绘制出标有各大洋一系列结点（即无潮点，等潮线由结点辐散开来）的地图。一个结点位于与东英吉利和荷兰几乎等距离的北海，另一个在爱尔兰海的北海峡。在这些结点上，水面几乎保持在同一高度，涨潮高度沿着等潮线向外增加到最大值。在某些情况下，理论上的无潮点位于陆地上；与英吉利海峡潮汐有关的无潮点实际上在威尔特郡。

潮汐的时间和高度能予以精确的预报。《海潮表》预先为英国周围的大港口提供每一年潮汐的详细资料（图 174）。用时间和高度差表可以查出小港口的潮汐数值。例如，给出的利物浦数值是预报索尔韦湾和兰迪德诺以及马恩岛之间任何一点潮汐的基础；而霍利黑德的数值用以预报从梅奈海峡到菲什加德的潮汐。这些潮汐预报是由威勒尔的拜德斯当气象台和潮汐研究所作出的，后者也为海滨胜地和报纸提供预报。

图 174 南安普敦、埃文茅斯和利物浦的日潮汐图

不规则潮汐 有些潮汐的节律与规则的潮汐模式不相符合，也许最有名的是南安普敦和英吉利海峡附近地区的“双重性”或相当“长的”高潮。英吉利海峡可以大致看成是长方形通道，它还得到穿过多佛尔海峡的北大西洋半日“脉冲波”的输入。实际上，这是一个具有开尔文波性质的前进波，这种波中的潮汐流呈东西向交替；当它在地角（Land’s End）处是低潮时，在多佛尔海峡则是高潮，反之，当地角高潮时，多佛尔海峡则处于低潮；在波的方向右侧（即南侧），潮差增加，在左侧，潮差减小，这主要是由于科里奥利力的作用。因此，当潮汐波向东流时，南面的高潮较高；但当它向西落潮时，北面的低潮较高。这基本上解释了为什么南安普敦的潮差仅大约 3.7 米 12 英尺），而诺曼底地区和布列塔尼半岛的沿海潮差却为 12—13 米（40

—44 英尺）。如果英吉利海峡是一个真正的长方形，那么无潮系统的结点线就应在怀特岛和瑟堡半岛东侧之间的中心，但却并非如此。实际上，无潮点位于远在内陆的威尔特郡，因此称为“退化点”。在怀特岛和瑟堡半岛之间这个不稳定区域，高潮和低潮中间存在着一个明显偏离正常高度的高度，即每日四次。换言之，一个 l/4 日潮的影响被叠加在一个正常的半日潮模式上

（图 175），当这些低潮中的一个低潮与半日潮低潮同相位时，便产生一个双高潮，例如在南安普敦。相反则产生双低潮，称为双潮，例如在波特兰、多塞特。所以，在《海潮表》中，英国海岸只有南安普敦和波特兰需用三个栏目，而不是通常用于表示一个高潮和一个低潮的两栏。

南安普敦水域出现另一反常现象，是有一段中断正常涨潮的滞缓时间， 称为“初期洪水停驻”（theyoung flood stand），但不是落潮。这发生在大约相当于平均潮高的低潮以后约 1.5 小时，在恢复涨潮前持续将近 2 个小时。这是索伦特海峡两面进潮的结果，它与怀特岛外侧的涨潮和落潮相位不同。在某些时刻，在尼德尔斯和斯皮特里德海峡的入口间，有一水力学梯度。

大潮高潮时，高度分别为 1.07 米和 2 米（3.5 英尺和 6.5 英尺），这个“梯度”引起从东到西的水流。相反在大潮低潮、尼德尔斯的海面高于斯波特里德 1 米时，也发生这种情况。这些正常潮流的中断形成涨潮中的一个停顿时

期，一直到水头消失为止。除了持续高潮外，它还在每 24 小时内形成 7 小时的憩潮，这对南安普敦港十分有利。

河口潮汐 但是，前进波概念也适用于狭窄的河口，随着河口的束狭和变浅，这里的潮波高度增大。由于摩擦的作用，特别是当对面有河流的水流时，它在基部受到阻滞，并可能最终“突立”，呈现泡沫进溅的水墙向前推进，其高度渐渐减小而最终消失。这种怒潮是河床的坡度和断面密切结合的结果，这些地方的浅水河口具有显著的潮差塞文河的怒潮（大潮时有时达 1 米高）就是一个例子（照片 97）；同样的现象在特伦特河称为涌潮（eagre)。这种现象也发生于亚马孙河河口（叫河口高潮 pororoca) 、塞纳河（剧潮， mascaret,但由于疏浚已基本消失）、胡格利河以及中国的几条河流。中国北部（原文如此——译者）的一条河——钱塘江上，涌潮的前缘高达 3 米（10 英尺），并以每小时 16 公里（10 英里）的速度向上游推进。

图 175 南安普敦长高潮的基础

MTL 为平均潮高 M2、M4 为半日潮和 1/4 日潮的曲线

潮流 大陆边缘浅水潮汐的一个结果，是形成可能具有不同形式的潮流。在河口和港湾，潮流取决于高潮和低潮的性质以及海岸的形状。有一些在高潮前显著流动约 3 个小时，高潮后低落约 3 个小时，高低潮间有一个憩潮时期。但在有的情况下，出现尚未完全得到解释的反常现象，例如前面已提到过的南安普敦水域的“初期洪水停驻”。

潮汐流 有时，在潮流（即流入流出河口的正常运动）和水力流之间是存在区别的。水力流是不同潮汐状况引起的海峡两端水位的差异所形成的。在安格尔西岛和本土之间的梅奈海峡两端的高潮出现于不同的时间，结果形成“水力潮汐流”，来补偿高度之差，以相当大的冲力流过海峡。同样的情况发生在以海面波涛汹涌为特征的彭特兰湾。在温哥华岛北端和不列颠哥伦比亚陆地之间的西摩海峡，两端的水面差可能高达 4 米（13 英尺），结果形成强大的潮汐流。当一条潮流流过岛屿间不规则的海峡时，可能会象罗弗敦群岛的迈尔斯特罗姆（Maelstrom）那样形成涡流或旋涡。

风暴潮 有时会发生这样的情况，即由于气象的原因（从起局部作用的离岸风到“风暴潮”），沿岸海域高潮的高度可能升高到预计潮汐值以上。最近在北海的工作表明，有两个主要因素与风暴潮有关：大西洋东北部上空强烈的低气压（气压特别低）迫使水面抬高，而高空的风在海面形成巨大的应力；经过科里奥利效应的加强作用，这就使得潮汐靠着海岸壅高。这种风暴潮在北海曾记录到若干次，特别是在 1897、1916、1921、1928、1936、1942、1949、1953 和 1962 年。

在 1953 年 1 月 31 日夜晚到 2 月 1 日，一个非常强大的气压梯度在从法罗群岛附近向东南进入北海的一个强低压（968 毫巴）的后部形成，导致不列颠群岛所发生过的最强大的北到西北风，曾记录到每小时 160 公里（100 英里/小时）的阵风。这引起了一次风暴潮，即海水沿英格兰东海岸从蒂斯河到多佛尔海峡，以及沿荷兰海岸壅高。从沃什湾到多佛尔海峡的海面比预计值垂直高出 2—2.5 米（6—8 英尺），沿荷兰海岸高出 2.7—3 米（9—10 英

尺）之多。这次风暴潮与特别强有力的风暴浪有关，海堤被漫顶，波浪冲击比正常波浪向海岸推进得要远得多，并在许多地方冲破沿海防御堤（天然沙丘带和海堤）。这导致了广泛的泛滥、灾害，英国死亡 300 余人，荷兰死亡近 1500 人。另外，1962 年一次类似的风暴潮袭击了西德北部沿岸，特别是易北河河口，汉堡地区 340 人被淹毙。

还有一个问题，即“负涌潮”的问题，它使得海面突然局部降低，这是其他地方水壅高的结果。这可能影响吃水深的船舶如油船，由于在航道搁浅而造成破坏。

为了防止这种灾难性泛滥的发生，1953 年以来在英国海军部和气象局联合组织下建立了风暴潮警报服务处。设于布拉克内尔的中央预报处的气象学家和水文学家，从沿英国东海岸许多地方的港务长获得报告，并将这些与气象预报结合起来加以考虑，用统计学的方法、复杂的数学模式，和一架计算机预报预计的和可能要发生的潮高之间的差值；这能提供提前大约 6 小时的警报。如有需要，即发出“黄色”或更紧急的“红色”警报。人们特别关注居住在泰晤士河口附近的众多人口；100 万以上的伦敦人处于危险之中，因此大伦敦委员会正在修建一座风暴潮坝堰。实际上，伦敦自己有专门的潮汐警报系统。