先观看一下中国气象频道的科普视频“表面洋流”，有助于大家对海流有感性认识。视频长约15分钟，请在WiFi条件下收看，土豪随意。
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海流又称洋流，是海水因热辐射、蒸发、降水、冷缩等而形成密度不同的水团，再加上风应力、地转偏向力、引潮力等作用而大规模相对稳定的流动，它是海水的普遍运动形式之一。从字面理解，洋字从水从羊，“水”指水流、水体，“羊”意为“驯顺”。“水”与“羊”联合起来表示“像羊群顺走般流淌的水”，特指大海中浩荡的海流，亘古以来从不逆反，像羊群一般驯顺，可供水手驾驭、利用。下面就具体说说有关海流特征。黑潮是一股势力庞大的水流，它是北太平洋洋流系统的一部分，为全球第二大洋流，只居于墨西哥湾暖流之后。自菲律宾开始，穿过台湾东部海域，沿着日本往东北向流，在与亲潮相遇后汇入东向的北太平洋洋流。黑潮将来自热带的温暖海水带往寒冷的海域，将冰冷的极地海水温暖成适合生命生存的温度。黑潮得名于其较其他正常海水的颜色深，这是由于黑潮内所含的杂质和营养盐较少，阳光穿透过水的表面后，较少被反射回水面。黑潮的流速相当的快，就像搭上高速公路般，可提供回流性鱼类一个快速便捷的路径，向北方前进，故黑潮流域中可捕捉到为数可观的回游性鱼类，及其他受这些鱼类所吸引过来觅食的大型鱼类。赤道附近表面海水受东北信风（行星风系的一员）常年吹拂，同时加上地球自转的离心力（科氏力）影响，在赤道北侧形成由东往西流动的“北赤道洋流”。此洋流来到亚洲大陆东岸时受到阻挡，一部分回转形成赤道逆流，一部分转向北方沿着台湾岛、日本岛群运动，这部分就是大家熟知的黑潮。黑潮到达日本北方后，受西风（也是行星风系的一员）吹拂而折向东，此时被称为北太平洋洋流。北太平洋洋流来到北美大陆西岸时，一股转向北方，成为阿拉斯加暖流，另一股眼美国西岸流向南方，成为加利福尼亚凉流，这股水流最后会回归到北赤道洋流中。黑潮的速约为100至200厘米每秒，厚度约在500到1000米，宽度约200多公里。于日本四国的潮岬外海测得海水流量达6500万立方米/秒，约是世界流量最大的亚马孙河流量之360倍。 黑潮年平均水温约摄氏24至26度，冬季约为18至24度，夏季可达22至30度。黑潮也较邻近的黄海高7至10度，冬季更可高出20度。黑潮在东海的平均流量约35×106立方米/秒，相当于长江的1000倍，亦即长江一年所输送的径流量，黑潮只要8个小时就输送完毕。可见黑潮的流量是何等巨大！黑潮虽是一支稳定的强大海流，但流速、流量和流幅都有明显的变化，流轴也有摆动和弯曲。从时间上讲，有长、中、短各种周期；从空间上看，有中、的变化。如台湾以东，黑潮向北的流量和流速存在着半年周期，最大值发生在春、秋（流速为120厘米/秒），最小值出现在冬、夏（流速为50厘米/秒）。此外，黑潮两侧还有几处和暖涡出现。海洋中海水以相对稳定的速度，沿一定方向作大规模的非周期性运动，成为海流，也称洋流。其流动方向有水平方向也有垂直方向，环绕大洋或海区作循环的流称为海洋环流。海流的强弱用流速表示，单位为cm/s或节，流向指海流流经的方向，以度表示。海流发生的原因主要是受海面风力、海水压强梯度力、地转偏向力和摩擦力的作用，同时还受到海底地形、海岸轮廊、岛屿和水深的影响。
①风生海流地球表面有大致上固定的行星风系（以全球为影响范围的地表风系）及比较不固定的、局部的打气扰动（如台风）。当一定方向和强度的风在海面吹过一段时间之后，因为摩擦力的作用，会使海水表面产生顺着风吹方向流动，而这表面水分子的流动，有会带动下层水分子跟着运动（但速度会渐减），因而产生水流，俗称“吹送流”。风生海流所影响的范围仅限于海洋的上层和中层。
②盐热环流海洋各部的盐度和温度并非相等、恒定的，这些差异会造成水团的密度不同，而密度高的海水较重、密度低的海水较轻，所以会使海水产生流动。此种现象特俗称“密度潮”。 盐热环流既可以发生在海洋的上层和中层，有可以发生在深层。
③潮流潮汐是受太阳和月球引力的影响而出现的周期性上升与下降现象。潮波传播过程中，在潮位升降的同时，所发生的海水水平方向的流动成为潮流。潮流的速度与方向都有周期性变化：在近岸或狭窄航道、海峡，潮流只作两个方向的变化，称为往复流；在外海，大体潮流的速度和方向会不断发生变化，称为回转流。
④补偿流某一海区的海水流出后，邻近海区的海水随即流去补充，从而产生海水的流动成为补偿流。垂直方向的补偿流可分上升流与下降流两类，上升流是因表层流场的水平辐射，是表层以下的海水垂直上升的流动；下降流是因表层流场的水平辐合，使海水由垂直下降的流动。上升流与下降流合称“升降流”，是海洋环流的重要组成部分。由风力作用或江河水入海而产生的海水沿岸的流动，速度相对稳定的海流称为沿岸流。当波浪传播方向与海岸斜交时，其平行于海岸方向的波流也称沿岸流。因各式洋流、潮汐及风力的作用，导致海水有质量及能量的传输，水面会随时间变化而产生波浪，并向海岸区传递。沿岸区因海水较浅，波浪由外海行进到浅水区域时受到地形及海底摩擦力的影响，无法维持原来的形状而破碎，并沿海滩斜坡面上溯，直到能量消耗殆尽后始退回海中。在上溯及退回的过程中，水流与地形以及波浪间的交互作用产生了近岸水流系统。波浪的折射、浅化与破碎波浪由外海向陆地行进时，传递速率因水深变化而改变，在较浅处传递速率较小，但频率不会因而不同，因此波长会变短且改变行进的方向，也就是发生折射现象。波浪的折射与光线由空气进入水或玻璃的情形相若，因为光线在水中的行进速度较在空气中慢，因此行进方向会往射入面的法线方向偏折（入射角＞折射角）。这一特性产生了一个有趣的现象，就是当海浪接近沙滩时，因折射作用波峰线往往趋向平行海岸线。因此，若仔细观察沿岸附近的波浪由外海传递至陆地时，行进方向会偏折，使波峰线逐渐趋近与海底地形等深线平行。我们可由波峰线的转折变化来推估水下的地形。当波浪由外海前进至浅水区时，波长会变短而波幅增高，这称为波浪的浅化作用。例如海啸在外海波高往往只有几公分，但是一旦进入沿岸地区则可增长至数十公尺高，就是浅化作用的结果。若波高相对于波长或水深达到一极限时，波浪因无法维持形状而碎波，释放出的能量则驱使水体沿坡面涌上海滩。海滩地形滨海地区地形的形成除了当地的地质条件以外，也深受波浪作用的影响。近岸区又区分为沖刷带、碎波带（或称激浪带）及碎波区（或碎波点）。在碎波带的外缘水下可能有沙洲（或称沿岸沙洲、沿岸汀洲），在低潮时，这些沙洲可能露出水面，在沖刷带与沙洲间则存在着沙谷（或称沿岸沙谷）。在碎波区以外到大陆阶的外缘是外滩区的範围，这区域是波浪自外海向陆地行进时开始受到海底地形影响的区域，因此也称为浅化带。当外海波浪抵达外滩範围时，开始受到海底地形的影响，海底的沙粒沉积物会被带离海床，配合波峰与波谷变化的牵引，以逐步跳跃的方式向碎波带传输。在波浪破碎后，碎波带内底床的沙粒会随着一波波碎浪涌上海滩，也会随着坡面回流再退回海中。若回流时部分水体渗入沙中，再从沙粒隙缝渗流回海中，原先随碎浪上溯的沙粒就很容易沉留在滩面上。在不同的波浪条件下，海滩会呈现各式的风貌。波浪作用强烈时，由滩面侵蚀下来的沙粒会往外滩方向移动，并堆积在碎波带的外缘，与外海传输来的沙粒沉积物形成沿岸沙洲。在碎波带外缘形成的沿岸沙洲也有助于入射波浪的破碎，使扑向滩头的水体能量减小，能够减缓海滩的侵蚀，是一种大自然的护滩机制。长期在同一波浪条件作用下的海滩会呈现出三种平衡的海滩断面：正常型海滩、暴风型海滩、中间型海滩。前者是指在波浪作用和缓的情形下，沙粒会由沙洲处被推移至前滩位置堆积；第二型海滩是指波浪的作用强烈，海滩的前滩部分被严重侵蚀，沖刷下来的砂粒则多半堆积在沿岸沙洲处；第三型海滩则介于正常型与暴风型之间。近岸水流系统上述平衡的海滩断面仅局部存在，实际的海域是三维不规则的地形，且经常随着波浪条件的改变而变化。波浪由外海向陆地行进至碎波区破碎，其后剩余的能量则转换为位能造成水位的变化，促使水体流动并与入射波浪交互作用形成近岸水流系统。近岸流的流动方向与碎波区底床地形及波浪行进入射的角度都有密切的关係，依流动方向可区分为沿岸流、向岸流及离岸流（裂流）。流动方向与海岸线平行的水流称为沿岸流，与海岸线垂直流向海岸线的称为向岸流，垂直流向外海的则称为离岸流或裂流。沿岸流不仅会影响碎波的位置，且与海岸漂沙的传输有密切的关係，是影响海岸线变化的重要因素。碎波带的海水涌向海岸，水体被推挤而转向沿着海岸线流动，直到出现缺口再流回海中，这局部流向外海的水流称为离岸流。沿岸流经常发生于波浪斜向入射海岸线时，斜向入射的波浪会沿着海岸线渐进破碎并驱动沿岸流。沿岸流的流速与波浪强度成正比，并与入射角有关，在相同强度的波浪条件下，入射角与海岸线呈45°的波浪可驱动最强的沿岸流。沿岸流的範围涵盖整个碎波带的範围，其流速由沖刷带往外逐渐增强，在碎波带中心部分达到最大值，然后逐渐减弱于外滩外。沿岸流往往伴随着离岸流构成近岸流循环系统，当沿岸流遭遇障碍物时，水流会被导引改变行进方向，促使离岸流发生或增加离岸流的强度。中国沿岸流中国沿岸流始于西部，沿中国海岸南下，主要是由江河入海的所组成的低盐水流。因它在南下的流动中并不完全连续，故按所在地区不同而有不同名称，自北向南有辽南、鲁北沿岸流、沿岸流、浙闽沿岸流和广东沿岸流。辽南沿岸流指南岸自向西南流动的一股海流，系北黄海的一个组成部分。它主要由的径流组成，其季节变化主要取决于鸭绿江的径流量和辽南一带的风。该沿岸流的特点是流向终年不变，夏季流速稍大，流幅较窄，强盛时可越过进入渤海口；冬季流速较小，流幅较宽。鲁北沿岸流由、等入海的组成。从西部起，沿山东北岸东流经南下，以流动路径终年不变为其主要特征。在成山角附近，除小部分汇入外，绝大部分海水往南或西南流动。成山角以南，因进入宽阔海面，势力减弱，流速减小。相关阅读推荐：
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