世界的海流

    地球表面的70％被海洋所覆盖。这些海洋被分为“七大洋”：北太平洋、南太平洋、北大西洋、南大西洋、印度洋、北冰洋、南极海（现在称为南大洋）。

    在这些海洋中，海水朝着某个固定的方向而流动，即所谓的“海流”。

    在日本列岛南侧，有一股向东流的海流，并最终与北太平洋海流合流。这股海流在美国的远海是向南流的，然后又以北赤道海流的形式流回西方，被称为加利福尼亚海流。

    这样，在北太平洋内形成了一个顺时针的大循环，被称为“亚热带循环”。

    同样，北大西洋内的顺时针大循环，则由湾流（墨西哥湾流）、北大西洋海流、加那利海流与北赤道海流所构成。

    墨西哥湾暖流示意图反方向流动的海流也存在，如日本北部的千岛海流、北大西洋的拉布拉多海流与格陵兰岛海流。同样，在南半球的南太平洋、南大西洋与印度洋之间也有逆时针的海流循环。这些海流主要在风的驱动下流动，一种与风速平方成正比的“应力”为海水流动的原动力。

    下图所显示的，就是北太平洋中风所产生的应力。北纬45°附近为偏西风，北纬30°附近是亚热带高气压控制下的微风带，北纬15°附近为东风，其南部为赤道无风带。

    简单地对比风向图与海流图，人们可能会认为风直接吹动海水而形成海流。而事实上，虽然在小范围内形成了以3％风速流动的表层海流，但在数千千米的广阔海面上，情况则有所不同。

    挪威探险家南森曾在19世纪末发现北冰洋的冰山在移动过程中与风向发生了45°的偏移。换言之，海水被风吹动后会向右偏移。

    因此，在北太平洋上，偏西风把海水吹向了南方，东风把海水吹向了北方。而亚热带微风带因海面上涨，而变成高压带。

    与气象图原理相同，海洋也会因海面的上涨方式不同而分别形成高压带或低压带（高压带上涨）。而海流则沿着等压线在高压带的左侧流过。另外，海水流向风的右侧是指北半球，在南半球则正好相反。

    海洋环流示意图南半球与北半球正好相反，环流着东南风、亚热带微风带及最南部的偏西风。南半球的海流则是在高压带的右侧流动。

    那么，赤道附近又是如何呢？海流方向与风向完全一致。西侧为高压带，东侧为低压带，而海流是在低压带内流动，所以赤道附近形成了东流的赤道逆流。

    黑潮

    “黑潮”，是北太平洋上顺时针方向的亚热带循环中西侧的一环，日本南侧一海流的名称（世界通用名称）。表面流速超过每秒2米，与北大西洋中的湾流（墨西哥湾流）一样，同属世界最大海流。每秒带动5000万立方米的海水流动，所以如果海流宽度为100千米黑潮运动示意图的话，就意味着海面下5000米的海水以每秒1米的速度在流动。

    现在，海流研究多使用可用人造卫星追踪的漂流救生圈。投入到黑潮中的救生圈，从北太平洋海流（伊豆海岭的东侧被称为黑潮的延续）出发，经加利福尼亚海流、北赤道海流后，围绕北太平洋漂流一周后，历经3年的时间再度返回黑潮。但这样得出的流速却只有每秒20厘米。

    太平洋黑潮示意图

    事实上，把一个救生圈投入海中，使之围绕北太平洋漂流一周，是一件相当困难的事。中途转向朝南，与北赤道海流合流的情况经常出现。

    但是，在黑潮西部海流的横向宽度较窄，所以流速很快，救生圈很难偏离主轨道。海流在这一段急剧增强。

    海流之所以会增强，主要是地球自转的作用。半径为6，370千米的地球，24小时自转一周。因此，赤道上的人相对宇宙空间（惯性定律）以每秒464米的速度向东移动。而自转半径随纬度升高而逐渐变小，因此在北纬30°处，速度减为每秒402米。

    从北极向赤道抛出的一个物体，因相对地球有了自身的速度，因此对赤道上的人而言，该物体在向西做运动。相反地，在北半球运动的物体则偏向右方，南半球则偏向左方。如果没有这种转向力，因海风而形成的循环在东西方向大致为对称的。北上的海流偏东，循环的中心西移，而位于西侧的北上海流宽度变窄，流速增大。

    如前所述，海流沿着等压线在流动，事实上海水的等温线与等压线极其接近。温度高的地方为高压带，温度低的地方为低压带。

    当然，黑潮并非简单地做直线运动，在纪伊半岛的深海中因冷水的影响，黑潮被迫大幅度迂回，这一现象被称为大蛇行。大蛇行有时会持续数年，并且只出现在与伊豆海岭等海底地形有关的黑潮中。

    深层海流

    海流在数百米的海洋上层时，流动的原驱动力仍来自海风。但深至数千米处时，海流则是在一种因温度与盐度不同而产生的“压力”作用下流动的。

    而恰恰在交界的1，000～2，000米处，海流明显减弱。这是因为，在该深度时海流在水平方向所受压力基本保持稳定。

    海流实际上，在海洋上层的高压区内，海面是上涨的。假设黑潮流经的南北海面有1米的高度差，那么，当黑潮流经八丈岛（黑潮中心区）时，岛北的水位比岛南高1米左右。

    尽管海面的高度不同，但水下1，000米处压力却大致相同。这是因为，海面上涨处（高压区）的海水密度较小，因此质量较轻。

    深海当海水处于低温、高盐区时，密度较大（重），而处于高温、低盐区时密度较小（轻）。在前章中，黑潮的高温区（海水轻）被等同于高压区，原因也是如此。在深海中，低温、高盐度的海水聚集处即为高压区。

    那么，深层海水的温度与盐度的差异是如何产生的呢？

    海水的密度随着深度的加深而增大。因此，虽然日本南侧的海面在冬季因温度降低而密度增大，但其密度还是不会高过深层海水的密度。

    北太平洋的深层北太平洋的深层海水在北上的过程中，因温度升高、盐度变小而导致密度不断变小。低温、高盐的海水则来自南极海（南大洋）。

    海水从海面下沉至深层的时间，可以通过碳元素的同位素比率来测得。通过该方法可以测得，世界上年龄最轻的深层海水位于北大西洋中。

    日本南侧的深层海水，首先沉入北大西洋，然后在南极海被再度冷却，最后流入北太平洋。全程大约需2000年。流入北太平洋的深层海水，在与上层温暖的海水混合后，再度涌出海面。

    就这样，世界范围的深层海水在一条“传送带”上永不停歇地循环着。

    涌出海面的海水继续前行，经过印度尼西亚诸岛海域后流入印度洋。为了研究上述循环的规模，现在世界各国专家正在共同研究流过印度尼西亚诸岛的海流的情况。

    深层海水的温度与含盐度

    地球上最深的海是马里亚纳海峡的挑战者海沟。勇士号海沟在世界地图或地球仪上的深度显示为11034米，那是1957年，前苏联的一艘观测船所得到的数字。但之后，据海上保安厅的最新观测结果显示，10，924米已是最深处。

    海水深度是通过计算从海面发出的声波抵达海底，然后发生反射再次回到海面所用的时间，再进一步换算而得到。结果的差异主要是因为把时间换算成深度时对声速的不同规定而引起的。

    马里亚纳海峡

    海水的压力近似于海水的深度。温度计在海平面时显示数值为29℃，随深度加深，数值变小。在5000米深处，温度降至最低点1.5℃，再继续下沉时，温度开始回升。在水压为11188×104帕的最深处（水深为10900米），温度回升至2.6℃。

    挑战者海沟

    这是因为海水被压缩后，温度会上升。把海水压至深海中，其温度会上升，而当其再次回到海平面时，温度也会恢复。

    海水被压至一定深度时的温度可以通过计算求得，其中“加入压力效果后的数值”就是深层海水被升至海面时的温度。海水深度超过5，000米后，温度大致保持不变。

    含盐度的曲线比较复杂。海面海水盐度较低，据推测是因为海沟位于北纬11°，受热带降雨影响较大所致。在水下500米处，海水盐度之所以较高，是因为这一深度的海水均来自蒸发旺盛的热带太平洋。

    900米深处的低盐度海水，则来自北方的亲潮海流。亲潮海流的水均来自于欧亚大陆的河流，所以盐度较低。因此，只要测出海水的含盐量，就可大致推断出其发源地。

    海水的盐度是以实用食盐中的含盐量为标准值的。具体数值大概在33～35之间（最初的标准值是1千克海水中溶解的固体物质的克数。数值与实用食盐的含盐量接近）。

    还有一段时期曾以千分率为单位进行计算。但无论采取何种方式，从结果而言，海水的盐度都近似于生理盐水的浓度，生命的诞生与海洋之间有密不可分的关系不言而喻。

    世界各地的海水温度

    世界各地的海水温度，存在着多大程度的差异呢？为了解答这一疑问，1989年东京大学海洋研究所派出一艘名为“白凤丸”的研究船，对世界各地的海水温度进行了一次全面的考察。

    海水温度示意图

    第一站：北太平洋。从东京出发后，研究船沿着北纬30°向东行进。在水深100米以上，海水温度大致相同，保持在24℃～26℃之间。而等温线随着东进不断上移。

    太平洋示意图

    换言之，西方的海水比东方的海水温度高。而海水总是在温度较高海水的左侧流动，因此在抵达加利福尼亚海之前，海流是向南流动的。该海流与北赤道海流汇合后，加入西方的黑潮海流开始北上。

    研究船穿过巴拿马运河后，驶入大西洋。在迈阿密到葡萄牙海之间，海水等温线由西至东呈上升趋势，海流南下。在西经77°处与北上的湾流汇合。

    大西洋洋面在北纬30°，太平洋与大西洋均有南下的海流。在黑潮一章中曾阐述过亚热带循环在北纬40°时海流东流，20°处较向西，而在中间的30°附近，东流的海流变为南下，最后与西向的海流汇合。

    苏伊士运河下面比较一下太平洋与大西洋的水温。水深不足100米时，温度大致相同。

    但在深海中，温度的差异却非常明显。在水下800米左右，太平洋的水温为5℃，而大西洋为10℃。大西洋的海水来自高温、高盐的地中海，而太平洋的海水则来自低温、低盐的亲潮海流。

    研究船继续前行，穿过苏伊士运河后，抵达红海。红海中心区域深达1，700多米，而南部入海口处的深度却不足100米。高温海水从南侧流入100米深处，一直到深层温度保持在22℃左右。因红海纬度较低，即使冬天海水也不会被海洋上空的大气所冷却，所以不会变重而下沉。在太平洋的热带海域中，像红海这种深层海水与表层海水保持同等温度的封闭式内海也不鲜见。

    日本海的情况虽然也与之相似，入口（对马海峡）的深度只有100米，而中心区域深达4，000米，但300米以下的海水全来自于西伯利亚海峡，均为冷却至1℃的低温海水。

    “白凤丸”顺着印度洋南下抵达赤道。北纬10°至赤道之间的100米深处的温度变化显著的一层（温度飞跃层）在赤道周围逐渐变浅。

    日本海

    虽同为水下100米，赤道处的海水温度比北纬10°处低10℃左右。这是因为从东边吹过来的贸易风把温暖的表层海水带到了北边，而为了弥补这一空缺，深层的低温海水涌至表层。

    就这样，海水的温度不仅受到大气的影响，海流的转向也会使其发生巨大的变化，并且海水通过改变温度，可以在高纬度处生成温暖的气候带，在热带生成阴凉的气候带，形成一个舒适的生态环境。

    上下运动的海水

    海水并非仅仅以海流的形式做横向运动。纵向运动也很剧烈。

    在海洋上层，海水密度较小，质量较轻，而下层的海水密度很大，质量较重。海水盐度越高，温度较低，密度就会越大。例如，冬天海水降温，密度就会增大。

    黑海潮流纯净水大约在4℃时达到最大密度。而有盐分的海水，最大密度出现在零下2℃时。另外，海水结冰时，盐分被大量排出，周围海水的盐度升高，开始有下沉趋势。但即使如此，其密度还是低于深层海水，因此无法抵达海底。当然海水的“下沉”过程与铁块等的下沉过程是完全不同的。

    测定离日本四国南端约400千米处的海洋（北纬29度、东经135度）5，000米深处的水温时，首先把浮标与重物用长绳相连，使浮标漂于水面，而重物沉于海底。然后从海面下0.2米至200米之间，在长绳上拴上12个温度计。

    观测开始于4月份，此时从海面至水下120米深处，水温保持在20℃左右。但是，随后表层海水温度开始上升，7月份升至29.5℃，而水下23米处为26℃，114米处却依然保持4月份时的温度（20℃）。

    8月份，23米处与34米处温度升至与表层海水相同。这是因为深层海水与表层海水相混合所致。9月份时，把浮标回收重新设置后，温度计的位置有些微小差异，表层海水温度开始下降，而深层海水因与表层海水混合，温度开始上升，最终与表层温度一致。1月份为观测的最后一个月，从表层至140米深的海水上下混合，温度统一在21℃。

    夏天的表层海水在冬天会运动到水下140米深处。正因为海水的下沉，在海洋上层的某个深度海水的温度、密度得以保持不变。

    南极海上述数据是黑潮海流的情况，而在亲潮海流中，海水可以下沉至800米左右，但绝对不可能下沉到数千米深的海底。在北太平洋，表层海水盐度较低，密度无法超过下层的高盐度海水，因此无法下沉。

    在前面深层海流一章中曾阐述过，全世界范围内海水可以下沉至深层的只有北大西洋。在那里，表层海水可以在约3000米的海底观测到，但因海水下沉的位置和时间很难推测，所以海平面与海底之间的温度混合层则很难观测到。

    在20世纪60年代，开放式的一次核试验释放出大量的人造放射性物质。1974年前后在北大西洋5，000米的深海中，发现了其中一部分放射性物质。直到1990年，北太平洋的1，000米深处才出现了放射性物质的反应。这一现象足以说明北大西洋的表层海水可以下沉至深海。而在北大西洋下沉的深层海水在南极海进一步被冷却，从海洋底层运动到全世界的海洋中。

    探索洋流

    在海边散步，我们会发现许多漂流物品被冲上沙滩。

    藤壶

    令人遗憾的是近来的漂流物多是塑料瓶或泡沫塑料之类的东西，但是偶尔也能发现一些漂流的木头或者椰子等物品。这些物品上有的吸附着藤壶等贝类，有的残留着海龟的爪痕，显然在海洋上漂流了很久。

    只要我们能够调查出这些漂流物从哪里漂来，也就可以推测出将它们带来的洋流的运动了。

    椰子肯定是顺着黑潮（日本洋流）从南方的岛屿漂流来的，而由日本海岸漂流出的物品则在美国的西雅图和阿拉斯加被发现。这一切说明在北太平洋上存在着一个被称为亚热带循环的顺时针洋流系。

    根据这一点，从很早以前人们就用漂流瓶的方式来调查洋流。其中流传较广的有郡司大尉的故事。据说郡司大尉受海洋学家和田雄治博士的委托，在明治26年（公元1893年）的择捉岛向色丹岛施放了400枚漂流瓶。虽然最后只收回了5枚漂流瓶，但是这可是日本最早的洋流调查实验。

    现在我们仍然经常使用漂流瓶的方法来调查洋流。漂流试验用的防水纸也被称为“漂流明信片”。如果您发现了漂流瓶或者漂流明信片，请记录当时的时间和地点并及时和有关单位联系。

    漂流瓶

    从船只的漂流情况也可以测量洋流。例如即使按照固定的方位航行，由于洋流的影响，船只的航线仍然会或左或右地偏移，或者航行速度受到影响。据此可以测出洋流的方向和强度。

    顺便提示一点，现代的船只的航行系统都已经考虑到了洋流的影响，自动根据洋流的情况来调整航行的方向。

    现代依靠人造卫星来确定海上位置。就像许多人都知道的，现在随着车辆的导航而普及了的“全球定位系统”在全球的任何角落都能利用，当然船只也能使用。

    在漂浮在海面上的浮标上安装GPS全球定位系统的信号接收器，就可以以100米以内的精度来测量每秒的位置，这样就可以测出洋流的速度。当然，这种GPS浮标需要回收，或者利用其他电波信号来告知它的位置。

    GPS全球定位系统示意图

    在另一种被称为“ARGOS系统”的系统中则利用轨道气象卫星来确定现在的位置。电波自浮标发出，由气象卫星接收，每日进行6～10次的定位。

    根据这个方法可以相当准确地测定海洋表面海水的运动。

    测量风速的风速计不仅仅在气象观测所才有，在学校等地方也经常能见到。同风速计一样，测量水流的设备称为“流速计”。

    海洋浮游生物

    风速计由测量风的强度的螺旋叶片部分和测量风向的箭头部分构成。这两种信号都被转化为电信号并记录在观测室中。

    流速计也使用螺旋轮，一般多为垂直转轴的叶轮式。

    当流速计被安装在观测塔或者海底的平台上时，它的结构和风速计几乎一样。但是如果将它固定在绳索上进行测量，就必须安装特殊的系统。因为绳索会和流速计一起旋转，所以必须内置定位计和记录计。

    进入20世纪后，这种流速计又有了不少的发明。例如，有一种发明，每当螺旋轮旋转一周，磁定位盘中便有一粒小金属球落入。将这种流速计固定在绳索的一端垂在一定深度的测定层上保持一定时间，然后将它提起。根据金属球的数量便可以计算出测定时间内的平均流速和流向的频度。

    另外，还有一种办法，每间隔一定时间便以打印的形式在轴纸上记录叶片和磁定位计的方向。

    在转速器和方位指示器上则记录着铅字。到了20世纪60年代改用胶片，近代则多用磁带等磁记录设备。

    现代的记录计利用电脑存储记录，直接输入电脑进行数据分析。

    根据最新的调查研究结果，在水深1万米的海沟底部最大也有10厘米／秒的流速。在这方面机械式的流速探测器立了大功。有的敏感度高的螺旋轮在1.5厘米／秒的流速下便可以开始旋转。

    要测量更加微小的流速就要使用电磁式或声波式设备了。所谓的电磁式，就是在线圈里通电，使感应器周围产生磁场，当海水流过磁场时会产生电压，根据所产生的电压就可以测得水流的数据。

    所谓的声波式，根据的是声波在顺流的情况下比逆流情况下早到达目的地的原理。

    音速在水中的传播速度为每秒1，500米，10厘米的距离所需的传播时间也可以测量。现在一般在海底间隔约10千米处安装2台声波产生接收器，用来进行测量从海底到海面的平均流速的试验。

    在海水中也存在着如浮游生物一类的随海水的运动而运动的可反射声波的物体。由海上船只的船底发射出的声波在遇到上述的反射体时，会反射出频率不同的声波。这就是船同反射体的相对运动的多普勒效应。根据接收到回音的时间差可以测出反射体的深度。这就是所谓的“声波多普勒流速计”。将这种流速计安装在船底，可以在航行过程中测量水深1，000米处的流速。

    声波多普勒流速计另外，由于地球磁场的北极同地球的北极并不一致，日本近海一般有5度的差异，所以在使用磁性定位器时一定要注意这一点。

    在探索洋流的方法中还有一种被称为“中层浮筒”的方法。这种方法使浮筒悬浮在一定的水层（深度），根据浮简的漂流来测量洋流。

    漂浮在海面上的浮力装置称为浮标，悬浮在海水中的浮力装置称为浮筒。为了让浮筒悬浮在指定的水层中，必须使浮筒的密度和该水层的密度相等。当随洋流漂流的浮筒的深度变小时，如果浮筒的体积变大，浮筒将会越浮越高，所以必须使用金属圆筒或玻璃球等来做浮筒，减小由于压力的变化而导致浮筒的体积变化的可能。

    浮筒先在陆上的海水箱中调整浮力。对100千克的浮筒以0.1克的精度进行浮力调节。小型的浮简直接放入同预悬浮的水层同样压力的海水箱中，用细小的金属链调整平衡。

    那么，如何追踪这些悬浮在海中的浮筒呢？

    在水面漂流的浮标可以利用电波来定位，但是海水中电波不能传播，只能用声波取而代之。而在海水中声波却能传播得很远。在澳大利亚洋面引爆炸弹产生的声波信号在大西洋的百慕大地区都可以收到，这是因为海水中存在着声波的“导波层”。

    大西洋的百慕大

    由浮筒产生的几百赫兹的声波，可以传播几千千米。每隔几十秒发射一定振幅变化的声波，接收装置就可以根据收到的声波来确定声波到达的时间。虽然这种形式存在着杂音干扰，但也可以在1千米的误差范围内确定位置。

    上述依靠声波追踪浮筒的方法分为两类。一种是在浮筒内安装信号发生器，将信号接收器安装在固定位置。这种方法被称为“索发浮筒系统”，每日2次定位，每次施放的浮筒在30个左右。

    另一种是将信号发生器固定，由浮筒上的信号接收器接收信号。这种方法被称为“雷富斯浮筒系统”，对施放的浮筒总数没有限制。浮筒接收的信号数据在观测结束后浮筒上浮，经人造卫星进行收集。这种方法测得的是声波到达时的位置，所以必须有3个以上的信号发生器。

    当然也有不使用声波的浮筒测定系统。在悬浮于一定的水层测量漂浮一定时间后，浮筒浮上水面，发出电波信号，由人造卫星进行定位。这种浮筒依靠自身的液压泵每隔一段时间便改变自身的体积反复上浮下沉，所以被称为“沉浮式浮筒系统”。

    海中声音的传播方式

    前面已经说过，由于电波不能在海水中传播，大气中电波的作用在海中大部分都由声波来完成。人们想方设法发明了水下声响式电视机、雷达测量装置示意图收音机、收发报机、雷达等多种测量装置。

    但是，声波有一个大缺点：频率越高传播距离就越短。10千赫兹的声波大概能传播10千米，但是这个频率不可能传送连续的画面，只能传送静止的画面。

    并且声波在海中的传播速度仅为1，500米／秒，比起30万千米／秒的电波速度，简直微不足道。

    海水中的音速随着温度、压力、盐分等的变化也产生非常大的变化。海水温度上升1℃，音速增加5米／秒。水深增加100米，音速增加1.7米／秒。众所周知，海水上层的温度较高，在水深500米处水温骤降，到了1，000米深处就变化很小了。

    所以，声波在上层理论上应该传播得较快，但是下层由于压力较大，传播速度也较快，情况变得复杂。结果在多数海域的约1，000米深处存在着“音速最小层”。

    在这一层上声波传播得最慢，但同时也传播得最远。

    雷达测量装置

    波总是具有向波速小的方向偏移的特性。由音速最小层发出的声波经反射和折射后大多返回音速最小层，所以音速最小层声波集中，而且能量减弱，可以传播得很远。

    1991年曾在澳大利亚南部的哈德岛上用大型的扬声器发射70赫兹的声音信号，世界各地的科学家都在音速最小层上安置了麦克风来测定声波的到达时间。海洋科学技术中心的观测船在新几内亚海域上测到了该声波。

    这次试验的目的是根据音速随海洋水温变化的原理来检测地球表面温室化现象。计划在10年后（2001年）重复该试验，再次测定世界各地的传播时间。如果传播时间变短，则证明海水温度在升高，从而可以确认地球温度在升高。

    另一种大规模的利用海中声波的是“海洋声音层面X射线照相术”。在音速最小层传播的声波能量最强，但是到达最迟。另外，在音速较快的表层与底层反复折射的声波却较早到达。因此，一个声波群可能被接收到几十次。可以根据接收所需时间来推测它几次经过音速最小层。

    每隔1，000千米放置一个信号接收装置，进行观测。在反复的观测过程中，由于海水上层温度的变化，音波群的到达时间也会发生变化。根据到达时间的变化便可以逆推出海洋温度的变化，这就是海洋声音层面X射线照相术。

    这个方法虽然仍处在试验阶段，但是由于只要增加信号收发器的数量便可以扩展到整个地球的洋面，将收发信号的设备互换进行双向测定便可以测得各层的流速，很有希望成为未来观测海洋的重要方法。

    海啸

    海啸在日语中被称为“津波”。“津”在日语中是港口、海湾的意思。“津波”就是在地震后袭向港口、海湾的巨浪。对于1993年7月的北海道西南海域地震带给奥尻岛的巨大灾害大家一定记忆犹新吧。

    海啸

    1960年5月23日4时11分，由南美洲的智利大地震引发的浪高超过20米的海啸曾席卷半个地球。地震后约10小时，10米以上的海啸席卷夏威夷，24小时后日本从北海道到冲绳都遭遇海啸袭击，死亡122人。

    震源为南纬37～41°，西经73°附近地区。对日本来说，几乎是地球的另一端了。从震源产生的海啸经转向后直接向日本前进，因此这次带来的损失才会如此巨大。这次海啸只用了24小时便传播了约19，000千米，平均时速高达800千米。

    海啸当海底因地震而变形时，海面也会随之变化，形成海浪并向四方传播。这就是海啸。

    海底的断裂层多为细长状，在垂直于断裂层的方向海啸的能量最大。海水从海底向海面运动，推进速度为√gh（g为重力加速度，值为9.8米／秒2；h为水深，单位：米）。据此可以计算出智利大海啸的平均水深为5，000米。

    环绕着太平洋的太平洋地震带经常发生地震和由地震而引发的海啸。最近几年常有印度尼西亚和菲律宾遭受海啸袭击的报道。人们正在研究各种防止海啸灾害的方法。

    海底的断裂层示意图

    设在夏威夷的国际海啸警报中心通过使用人造卫星的通信网络来监视海啸的运动。气象局和科技局则通过铺设在海底的专用电缆，通过安装在上面的海啸计来观测海啸运动。在海面下几千米深处的压力传感器可以检测到几厘米的海啸。

    风浪或巨浪可能会超过10米，但是它的周期只有10秒左右，并且在海底振幅很小，和周期几十分钟的海啸有明显区别。

    海啸袭来时海面会突然增高，发现这一现象时应该及时到高处避难。但有时也会发生巨浪先到，然后隔几十分钟一个接一个袭来的现象。

    日本海沿海的海啸受害者往往是以观光游客或因工作关系滞留的人居多。当地的居民因为深晓海啸的恐怖之处，一感觉地震发生，首先就联想到可能发生海啸，及时避难。

    潮起潮落

    住在海边的人或者经常在海边钓鱼的人一定非常习惯海水水位一日两次规律性的涨落变化，这就是潮汐。日本的太平洋沿岸潮汐的涨落差有1.5米，日本海沿岸则为40厘米左右。这是因为日本海是潮汐一种封闭型的海域，所以比太平洋的潮汐差要小。

    世界上最大的潮汐在加拿大的芬地湾，在退潮时形成一片湿原，船都好像触礁了一样。

    东亚最大的潮汐在韩国的仁川，约10米。仁川设有水闸，即使退潮时船只也可出入。

    潮汐是由月球、太阳等天体的引力随相对地球的位置的变化而引起的。例如当月亮在南中天时引力变大，而地球的另一侧则相对减小，海水被吸引到引力大的一侧形成涨潮。

    加拿大的芬地湾

    太阳的质量为月球的2，500万倍，但是比月亮离地球的距离远400倍，所以引发潮汐的引力只有月亮的一半，而这种引力只有地球重力的1／900万左右。

    大潮

    月球的公转周期为24小时50分，所以一日两次的涨落潮间隔为12小时25分。当月球和太阳在同一方向时潮汐变大，称为“大潮”。相对地球而言，月球和太阳的方向的变化周期约为29.53日，所以当满月和新月时有大潮，之后约一周发生小潮。

    如果地球表面全部被海水覆盖，月球将引起55厘米的潮汐，太阳引发24厘米的潮汐，大潮为79厘米。水面的升高产生水波向四面传播，传播速度同海啸一样为√gh，在400米水深处有712千米的时速。

    不同海域的潮汐的大小主要是因为“共鸣”现象。在长方形的一定深度的海洋中，当长方形的长度恰好为潮汐波波长的1／2时就会引发共鸣。深度400米的半日潮的波长为8900千米，如果有一片海的长度为4450千米的话，就会产生共鸣，振幅非常大。但是事实上并不存在这种海洋。

    但是当水深变浅时波速也会减小，可能在短距离内发生同潮汐周期相同的振动。前面提及的世界上最大的潮汐的所在地芬地湾，就是因为同另一端的波士顿湾形成一个振动系，同潮汐发生共鸣，才会形成巨大的潮汐差。

    在海面发生变化的同时，海水也在流动，特别是因为潮汐波的波长较长，导致海底的海水也发生运动。这就是潮流。在海岸或者海峡处流速可能高达数米／秒，但在深海处却很小。日本海沟9，200米的海底附近的流速只有2厘米／秒左右。

    日本海沟

    另外，有的水流虽然不会导致海面的上下运动，却会随着潮汐周期而变动。当潮流越过海底的山脉时会产生内部潮汐波，这种波在外海的规模和速度有时会超过潮流。

    由于我们已经明白了引发潮汐的原因，所以可以进行潮汐预告。可以根据海底的地形计算出，也可以根据各地实际的观测值求出。海面的高度也随洋流或气压的变化而变化。每当气压降低100帕，海面便升高1厘米。海面高度的变化随着海洋预报或天气预报的精度的不同而变化。

    洋流和鱼

    鲣鱼、鲐鱼、金枪鱼等多停留在暖流中，鳕鱼、鲱鱼等则多停留在寒流中。

    鲱鱼

    日本近海的暖流的代表是“黑潮（日本洋流）”，流向日本的暖流叫对马暖流。寒流的代表是“亲潮”。

    亲潮沿千岛列岛及北海道东岸洋面南下，一直到三陆海再向东变向，在黑潮续流以北流动。其中一部分也沿房总半岛流入相模湾。

    沙丁鱼

    黑潮和亲潮不仅在水温上存在差异，水中的生物情况也有重大差异。在船上观察亲潮，海水呈青白色。这是因为海水中含有大量的微生物及其排泄物的颗粒，光线在水中漫射，导致海面看上去发白。

    而黑潮中的生物量则较少，光线大部被海水吸收，所以看起来发黑。黑潮一度被称为海洋中的沙漠。

    生物一般从卵开始成长。卵在孵化后就需要食物。营养成分在海中都溶解成盐的形式存在，这种盐被称为营养盐，是海水的重要特性之一。营养盐或由河流带入大海或沉积在深层海底。当海面的海水被风吹开，海底层的海水因此浮出海面时，该处海面的营养盐变得非常丰富。

    在营养盐丰富的海域，浮游植物吸收太阳光线，生长繁殖。然后以浮游植物为食的浮游动物数量也开始增加，以浮游动物为食的小鱼、大鱼的数量也开始增加，这些生物的排泄物又被肉眼看不见的细菌分解，重新溶化为营养盐。

    鲐鱼

    鱼卵浮游在海水表层，在营养盐丰富的海域，鱼卵会被海域中的生物吞食。黑潮中的鲣鱼随洋流北上，在三陆海附近丰富的食物带生长直到秋天，如果水温太低，鲣鱼可能会迁移到南方海域产卵。

    孵化后的幼鱼在温暖的南方海域生长到4岁，成熟的鲣鱼游回食物丰富的三陆海，形成循环。

    鱼卵不仅仅浮游在大洋间，当鱼卵孵化时比重会增加，然后沉入海底，在海底适合生长发育的地方孵化。鱼类巧妙地利用洋流的特性生长繁殖。而另一方面，只有适应这种海洋环境的种类才可以生存延续。

    鱼类丰富的渔场多在暖流和寒流交汇处，或者在海水上涌升起处。

    黑潮的暖水块周围也是块好渔场。这些渔场海面的水平温度变化非常大，可以利用人造卫星的红外线照片来寻找渔场。人们深知各种鱼类适合生存的水温，所以水温观测在渔业上非常重要。

聚合中文网 阅读好时光 www.juhezwn.com