海洋學概論課件

海洋學概論第一節(jié)海洋的形態(tài)第二節(jié)海水的物理性質(zhì)第三節(jié)海洋與氣候第四節(jié)海流第五節(jié)海洋波浪第六節(jié)潮汐第七節(jié)淺水海洋學第一節(jié)海洋的形態(tài)一、地球的大小

地球的組成石球水表層大氣層因受自轉(zhuǎn)離心力的影響，地球呈現(xiàn)橢球體形態(tài)。地球短半軸長6356.912Km；長半軸長6378.388Km；表面積510100934Km2；體積1083319780000Km3。第一節(jié)海洋的形態(tài)二、海陸分布

全球陸地面積148847000Km2，海洋面積361254000Km2，其分布有以下兩個特性：

集中性：陸地多在北半球，海洋多位于對稱性：水半球一端在南極大南半球，如上圖示。陸附近，陸半球一端則在北極海附近，如上圖所示。第一節(jié)海洋的形態(tài)三、海洋的大小

海洋名稱面積106km2

容積106km3

平均深度m太平洋165.246707.5554282大西洋82.441323.6133926印度洋73.443291.0303963合計321.1301322.1984117北極海14.09016.9801205東海1.2490.235188日本海1.0081.3611350全部附屬海39.92848.1251205大西洋（含附屬海）106.463354.6793332太平洋（含附屬海）179.679723.6994028印度洋（含附屬海）74.917291.9453897全部海洋361.0591370.3233795海洋的大小太平洋最大，大西洋次之，太平洋>大西洋+印度洋面積深度容積太平洋最深，印度洋次之，大西洋最淺太平洋最多，占全海洋容積1/2以上第一節(jié)海洋的形態(tài)四、海底地形海底大致可分為大陸邊緣、大洋盆地和大洋中脊三個地形單元。1.大陸邊緣(continentalmargin)大陸與大洋盆地之間的過渡帶，包括大陸架、大陸坡和大陸基。大陸架(continentalshelf)：海與陸地接壤的淺海平臺，坡度小于0.3°。大陸坡(continentalslope)：大陸架外側(cè)坡度明顯變、陡部分，平均坡度4.3°。大陸基(continentalrise)：大陸坡與大洋盆地之間緩傾斜坡地，坡度為5′—35′。島弧(islandarc)：大洋邊緣延伸距離很長，呈弧形展布的群島。如阿留申、千島、日本、琉球、菲律賓、馬里亞納等群島。海溝(trench)：大洋邊緣的巨型帶狀深淵，長度達1000km以上，寬度大于100km。

島弧與海溝二者常組成島弧—海溝系。大陸邊緣分兩類：

一類由大陸架、大陸坡和大陸基組成，主要分布于大西洋，故稱大西洋型大陸邊緣；

另一類由大陸架、大陸坡和島弧—海溝組成，主要分布于太平洋，故稱太平洋型大陸邊緣。2.大洋盆地〔oceanicbasins〕

介于大陸邊緣與大洋中脊之間的較平坦地帶，平均水深4000～5000m。3.大洋中脊〔mid—eanicridge〕

綿延在大洋中部〔或內(nèi)部〕的巨型海底山脈，常發(fā)生地震和火山。大洋中脊軸常有一條縱向延伸的裂隙狀深谷，稱中央裂谷。第一節(jié)海洋的形態(tài)四、海底地形大西洋與印度洋海底地形圖太平洋海底地形圖

第二節(jié)海水的物理性質(zhì)一、鹽度為了表示海水中化學物質(zhì)的多寡，通常用海水鹽度來表示。海水的鹽度是海水含鹽量的定量量度，是海水最重要的理化特性之一，它與沿岸逕流量、降水及海面蒸發(fā)密切相關(guān)。鹽度的分布變化也是影響和制約其它水文要素分布和變化的重要因素。鹽度的定義：在1000g海水中，當碳酸鹽全部變?yōu)檠趸?、溴和碘以氯代替，所有的有機物質(zhì)全部氧化之后所含固體物質(zhì)的總數(shù)。其測量方法是取一定量的海水，加鹽酸和氯水，蒸發(fā)至干，然后在380℃和480℃的恒溫下干燥48h，最后稱所剩余固體物質(zhì)的重量。

鹽度測定法根據(jù)鹽度定義：操作復(fù)雜、用時長、準確度差硝酸銀滴定：使用了70年之久，精確度達0.2％干燥法化學滴定法間接法密度法電導(dǎo)法根據(jù)特定溫度下密度與鹽度的關(guān)系根據(jù)電導(dǎo)率與鹽度的特定關(guān)系：快速精確鹽度測定法分類海洋表層鹽度分布狀況第二節(jié)海水的物理性質(zhì)二、密度

海水密度是海水鹽度、溫度以及壓力三者的函數(shù)。密度隨鹽度增加，溫度減小、壓力增加而增加，反之則減小。一般海洋環(huán)境中：溫度每減小5℃時，密度則增加1，鹽度每增加1psu時密度亦增加1，而壓力每增加20個大氣壓時密度也增加1。

T—S圖是觀察海水密度與溫度、鹽度關(guān)系的最方便的工具。左圖橫軸為鹽度，單位為PSU。暖海水降溫5℃，密度增加1.2，但冷海水降溫5℃，密度卻只增加0.4，因此密度與溫度的關(guān)系并非嚴格的線性關(guān)系。第二節(jié)海水的物理性質(zhì)三、海水的熱特性熱膨脹系數(shù)隨溫度與壓力的升高而增大，比相同狀況下純水的熱膨脹系數(shù)略大；熱傳導(dǎo)系數(shù)指在垂直熱傳導(dǎo)方向橫切面上于每厘米相差1攝氏度的溫度梯度下，每秒通過1cm3面積的卡數(shù)。在靜止海水中，海水的熱傳導(dǎo)系數(shù)比同狀況下純水略小；比熱指1千克質(zhì)量的物質(zhì)溫度升高1攝氏度所需熱量。在定壓下測量的比熱稱為定壓比熱Cp，定容下測得的比熱為定容比熱Cv

，海水的比熱較純水略小，隨溫度升高而減小；冰點溫度海水冰點溫度會隨鹽度增大而緩慢下降

海水最大密度所對應(yīng)的溫度以及海水冰點溫度隨鹽度的變化關(guān)系第二節(jié)海水的物理性質(zhì)四、海水的光學性質(zhì)日光輻射進入大氣層后，經(jīng)層層削弱（O2、CO2、H2O吸收、散射、反射）到達海面時，一部分反射回大氣層，另一部分漫射回大氣層，其余部分則穿透水層表面，進入海洋內(nèi)部。由于海水以及海水中懸浮物質(zhì)所造成的反射、吸收與散射作用，傳入海水中的光線會隨深度逐漸減弱。其中除吸收作用外，其他作用僅是改變光線傳播方向。散射作用可以使光柱能量變得散亂而不集中，吸收作用則將光能轉(zhuǎn)化為熱能或化學能，這兩種作用合稱為消光作用。

根據(jù)經(jīng)驗，對純水和海水，太陽輻射的各種波長的消光作用在可見光譜內(nèi)以波長介于0.4～0.75微米間的藍光部分最弱，對紅光消光作用最強。因此日光入射海面后，紅光在較淺的水層便被吸收光了，黃光與綠光可達到較深的水層，藍光與紫外光可穿至更深的水層，如左圖所示。第二節(jié)海水的物理性質(zhì)五、海水的傳聲特性

聲波在海水中的傳播速度比在空氣中快，聲速可用一式來表示，式中而與分別為海水密度與壓縮系數(shù)。、、均為海水溫度、鹽度、深度的函數(shù)，故聲速V亦為這三者的函數(shù)，隨位置不同其值也在變化。（a）為聲速隨深度變化的情形，在深度為750m附近聲速最慢；（b）為對應(yīng)深度下海水溫度、鹽度垂直剖面分布圖。第二節(jié)海水的物理性質(zhì)五、海水的傳聲特性聲波在海中傳播時會因海水各層鹽度、溫度、壓力分布不均而產(chǎn)生差異，同時海水中懸浮物質(zhì)亦會對聲波產(chǎn)生散射、吸收和反射等作用。導(dǎo)管效應(yīng)：如果中央水層聲速快，則聲波會在表層產(chǎn)生導(dǎo)管效應(yīng)，水面船舶聲納所發(fā)出的聲波在表層可以傳播很遠，但卻無法穿入中層海水因此形成了陰影區(qū)，如圖所示

聲學通道：聲速隨水溫降低而變慢，隨深度（壓力）增加而變快。在海洋水層中聲速有一極小值區(qū)，在此區(qū)域會形成波導(dǎo)現(xiàn)象，聲波在此層中傳播時不易發(fā)散，往往可傳至數(shù)千公里外，可用于水下物體定位如右圖所示。第三節(jié)海洋與氣候一、太陽與地球

日光輻射至地球表面的平均日射量為2Ly/min（1Langley：每平方厘米面積上接受一卡的熱量稱為一郎勒）。在赤道上，垂直于地軸的截面積為S，在緯度為Φ處截面積僅為S×cosΦ，故太陽直射赤道時，緯度Φ處受到的日射量為赤道地區(qū)的cosΦ倍。另外，日光穿透大氣層的距離也與緯度有關(guān)，因此大氣的消光作用亦不相同，造成很大差異。下圖為太陽系各行星大小比較圖和日射量分布示意圖。

第三節(jié)海洋與氣候二、溫室效應(yīng)

日光進入大氣后，部分反射回太空，大部分則穿透大氣照到陸地和海洋，然后被吸收。海洋與陸地增暖向太陽發(fā)射長波輻射，另外亦經(jīng)由對流與傳導(dǎo)，結(jié)果大氣因而增暖，同時再向地表與太空發(fā)出長波輻射。平均而言，熱帶地區(qū)短波輻射超過長波輻射，有熱量剩余，高緯度地區(qū)則反之，熱量虧欠。

右圖為地球的熱平衡，圖示熱量進出的各種途徑。數(shù)字表示占總熱流量的百分比。注意只有50%的入射熱量能真正抵達地球表面，其中又有5%被反射，而只有總?cè)肷淞康?5%被地表吸收。第三節(jié)海洋與氣候二、溫室效應(yīng)

人造衛(wèi)星測量出的地球入射與出射熱量隨緯度變化情形(左圖)。熱量由海洋傳回大氣所經(jīng)過的三種過程其隨緯度變化情形(右圖)。

大氣與海洋的南北冷熱比照造成空氣與水的循環(huán)，生成風與海流，將低緯度地區(qū)多余的熱量帶到兩極，使地球外表溫度比照不致太大。地球上的熱平衡過程可以視為一個低效率的引擎。低緯度地區(qū)﹕熱源，高緯度地區(qū)﹕冷源，海洋﹕鍋爐，太陽﹕燃料，熱媒﹕水，工作現(xiàn)象﹕風與海流。大氣中最重要的南北熱交換過程是透過季風、颱風與熱帶風暴來完成，海洋中那么經(jīng)由大規(guī)模的海洋環(huán)流系統(tǒng)來達成。第三節(jié)海洋與氣候三、海洋表層海水所扮演的角色表層海水與大氣間的相互作用造成了地球上的氣候狀況。熱帶地區(qū)由于強烈的日照促成增暖以及蒸發(fā)，因此表層海水溫度、鹽度均較高。中緯度地區(qū)，表面海水特性會隨季變化較大，但仍比深層海水要暖且輕。高緯度極區(qū)海水較冷，冬季表層水溫更低，海水密度增大、下沉，并與深層海水相混合﹔這也就是深層海水的來源。極區(qū)海水對全球氣候影響較小，有三個原因：由于球面分布，極區(qū)面積遠小于溫帶與熱帶，極區(qū)海面多覆有冰塊，隔絕了海氣交互作用，當水溫低時，海氣間熱交換過程亦較慢，效率較低。海洋南北縱斷面表層海水隨緯度的分布情形第三節(jié)海洋與氣候三、海洋表層海水所扮演的角色海洋對氣候變化扮演了“穩(wěn)定”作用的角色，主要是因為海洋有很大的“熱慣性”。這是因為：水的比熱大；光線可穿入很深；水的混合很快；水具有相的變化，潛熱很大。水的比熱約為土壤的五倍，因此參加或移出同樣的熱量，土壤就比水要快五倍，故地表易有大的溫差。其次，土壤透光性差，日照熱能便集中于地表，但水中那么可穿透相當厚的水層，故地表增溫快。表層降溫時，水會產(chǎn)生對流，故溫差不大。水的潛熱亦促使蒸發(fā)時吸熱，凝結(jié)時放熱，和增、減溫過程正好相反，因此可相對保持穩(wěn)定。極區(qū)結(jié)冰與融冰的過程亦有類似效應(yīng)。不過，冰塊也造成隔絕作用，使海洋無法影響到上層的大氣。第三節(jié)海洋與氣候四、水的相變與氣候的關(guān)系

白晝或夏季時，水的蒸發(fā)作用會吸收熱能，因此可減緩氣溫上升。全球從海洋傳入大氣的熱能中，約53%是經(jīng)由蒸發(fā)作用輸送的。在夜間或冬季，當水汽凝結(jié)時會釋放熱能因此可減緩氣溫下降的幅度。全球平均每年大約從海洋蒸發(fā)了0.97m的水份，其中有0.88m經(jīng)由降水直接返回了海洋，其余0.09m的水則降在陸地，再由逕流返回海洋。陸地上降雨超過蒸發(fā)，其原因有：陸地上水域面積小，故蒸發(fā)量本就?。魂懙厝找挂约凹竟?jié)溫差大，多達15～25°C，有利于水汽凝結(jié)；陸地地形高低起伏大，因氣溫隨高度遞減，故山坡迎風面水汽易凝結(jié)而多雨。

全年平均蒸發(fā)量(E)與降水量(P)隨緯度的變化情形如上圖；海面鹽度S與蒸發(fā)降水之和E–P隨緯度的變化情形第三節(jié)海洋與氣候四、水的相變與氣候的關(guān)系

氣流爬坡可形成地形雨，下坡則可形成焚風

大氣層中水汽含量雖小但卻蘊涵了大量的熱能，對氣旋發(fā)展提供了熱力來源。右圖所示，上升氣流促成水汽凝結(jié)、降水，釋出潛熱，加熱空氣，使上升氣流加強，促進氣旋發(fā)展。第三節(jié)海洋與氣候五、全球風系

赤道地區(qū)空氣受熱上升，極區(qū)空氣因冷下沉，前者在緯度30°附近下沉，后者則源于緯度60°處上升的氣流。如此則在經(jīng)向剖面上形成了三胞形狀的垂直環(huán)流構(gòu)造。大氣環(huán)流的三胞構(gòu)造(左圖)以及對應(yīng)風系狀況示意圖(右)

在30°下沉的氣流，向南吹時因地轉(zhuǎn)效應(yīng)偏向形成東風﹔向北吹者那么偏向形成西風。在極區(qū)下沉的氣流，向南吹時亦偏向形成極地東風。如此構(gòu)成了全球海面主要的風系分布情形，這種環(huán)流構(gòu)造受海陸分布的影響也很大。冬季，大陸較冷，空氣流往海洋，受地轉(zhuǎn)偏向后便是冬季風﹔夏季，大陸較熱，空氣由海洋吹往內(nèi)陸，形成夏季風。第四節(jié)海流一、水團

研究海水特性時常將某點各不同深度的海水溫、鹽資料一起繪在一張T-S圖（橫軸為鹽度，縱軸為溫度）上，分析溫鹽點的散布情形可以幫助我們判斷這些水體源自何處。如果許多溫鹽值大致集于一處（最理想情況下會聚于一點），那么這種分布的意義就代表水柱中有相當厚的一層，其溫度與鹽度都呈均勻分布的海水，這個水體就稱為“水型”(WaterType)。我們可以想到：水型能夠生成所隱含的意義是自然界中會有一些比較孤立的水域，當某種特殊環(huán)境狀況在此能夠維持比較久的時間時，這片水域的海水經(jīng)過不斷的混合后，會形成溫、鹽值均勻一致的水體。當水型離開源區(qū)后，不免將與外界的海水再發(fā)生混合作用。在二不同水型相互混合時，各不同階段混合水的溫鹽值在T-S圖上的分布均為一直線。海洋學上將T-S分布為直線的水體稱之為“水團”(WaterMass)。換言之，水型多僅存于源區(qū)，離開源區(qū)后的水型即是水團。典型的海水溫鹽分佈圖根據(jù)大西洋三個觀測站繪制的溫鹽垂直分布圖第四節(jié)海流二、海流運動時所受的驅(qū)動

表面海水可被風推動，深層海水則可受重力推動。海水一旦流動后，將受固體邊界、科氏力以及壓力梯度力等控制。科氏力：地面上的物體隨地球旋轉(zhuǎn)，如物體相對于地面能保持靜止不動，表示物體的切線速度與地表一致。地表的切線速度隨緯度增大而遞減，故北半球的物體向北運動時其原有的切線速度大于新到達地點的，因此運動時將向東偏。反之則向西偏，即向右偏。在南半球物體則向左偏。總之，因地球自西向東旋轉(zhuǎn)的原故，物體運動時所受的偏向力，稱為科氏力。

厄克曼螺旋：當風吹掠洋面時，風對海面就施加了一股順風向的拖曳力（風應(yīng)力），將造成表層海水流動，海水流動時又產(chǎn)生科氏力，因此流向會偏向風向的右側(cè)。上層水流運動時又會拖曳下方流體運動，而下層流向也稍偏右。如此一層牽引一層，水流流向由水面向下呈現(xiàn)螺線型態(tài)的旋轉(zhuǎn)構(gòu)造，此種構(gòu)造即稱為厄克曼螺旋，而這種現(xiàn)象叫做厄克曼效應(yīng)。海洋上層在風力作用下水流速度的垂直分布會發(fā)展出呈現(xiàn)螺線狀的構(gòu)造，如右圖所示。第四節(jié)海流二、海流運動時所受的驅(qū)動壓力梯度力：因壓差而產(chǎn)生的力，作用方向為由高壓指向低壓，大小則與壓力梯度呈正比。這個作用力也可以推動水流運動。相鄰的水柱如果密度的垂直構(gòu)造不一樣，那么水柱的重量不同也會產(chǎn)生壓力梯度力。地轉(zhuǎn)流：如果有某種原因造成某處海面較高，那么在其水面下同一水平面上的壓力分布便不會均勻，因此就有壓力梯度力，將推動水質(zhì)點由高壓流往低壓；水一流動科氏力便立即作用而促使流向偏右，最后形成水流方向與壓力梯度力方向垂直，面隨流向高壓在右（北半球），此即地轉(zhuǎn)流。涌升流(Upwelling)與沉降流(Downwelling)﹕經(jīng)由厄克曼效應(yīng)可以促成海面抬升或下降。例如氣旋型風場所造成的厄克曼搬運均為離心方向，因此氣旋中心處水位較低同時必需要有下層海水流向上層來補充，這就是涌升流。反之即為沉降流。同理，沿岸地區(qū)在適當?shù)难匕讹L向時也會形成涌升流與沉降流。第四節(jié)海流三、海洋上層的大尺度海流

假設(shè)有一個理想的海洋，低緯度吹東風，中緯度為西風，高緯度為極地東風。由于厄克曼效應(yīng)，我們預(yù)期赤道附近水位會降低，有涌升流；中、低緯度間為沉降流，水位堆積隆起；高緯度地區(qū)則為涌升流，低水位。如此就構(gòu)成了大洋的主要環(huán)流系統(tǒng)。但由于科氏力所造成的偏向作用在赤道附近最小，緯度愈高作用愈強；另外在中緯度西風帶與低緯度東風帶之間的大洋里，厄克曼效應(yīng)所造成的水位堆積生成反氣旋型（北半球為順時鐘向）環(huán)流，因此位于環(huán)流北側(cè)的東流水向南偏向較多，而位于南側(cè)低緯度區(qū)的西流水則向北偏向較少；整體平均后即可得出大洋反氣旋環(huán)流區(qū)內(nèi)的平均水流將偏向赤道地區(qū)流動。下左圖為在一個理想的海洋中，海洋風系以及風生海流的分布情形。大洋反氣旋環(huán)流區(qū)內(nèi)那些流向低緯度地區(qū)的海水又會再隨著西向海流（北赤道洋流或南赤道洋流）向著大洋西邊匯集，最后在海洋西側(cè)大陸邊緣匯集形成強勁的、流向高緯度地區(qū)的西方邊界流（黑潮、灣流），這個現(xiàn)象亦稱為西方強化，是物理海洋學中關(guān)于海洋環(huán)流理論的重要部份。第四節(jié)海流三、海洋上層的大尺度海流赤道反流(Equatorialcountercurrents)、赤道潛流(Equatorialundercurrents)

貿(mào)易風(東風)在氣象赤道南北兩側(cè)風力較強，但在赤道上由于氣流輻合、上升，風力微弱，稱為赤道無風帶。因此西向的赤道流在氣象赤道南北最強，而沿著氣象赤道則流速較弱同時海面為輻散狀態(tài)。貿(mào)易風會造成水位在大洋西側(cè)抬升（因陸地阻擋），形成西高東低的水位分布（每1000千米約差4cm，大西洋東西兩側(cè)相差約15cm）。這種水位分布便會推動一部份海水沿著氣象赤道由西向東下坡流動，這就是赤道反流。此外，另一部份海水會在表層以下以潛流方式向東流動，這就是赤道潛流。太平洋中的赤道潛流又稱為克倫威爾海流。這海流厚約200m，寬約300km，最大流速高達5.56Km/h以上，軸心位置約在海面下100m，流量很大。

赤道流、赤道反流以及赤道潛流的立體示意圖第四節(jié)海流三、海洋上層的大尺度海流太平洋流系、大西洋流系、印度洋流系

第四節(jié)海流四、深層海流

表層海流由風推動，深層海流則由重力所推動，重的水沿坡度下滑流動，流速很慢，往往每年僅數(shù)十公里。深層海流流速雖慢，但流量卻很大，對海洋的整體循環(huán)非常重要。深層海流流速慢，因此地轉(zhuǎn)偏向效應(yīng)對深層海流很大，在北半球重的海水會沿流向的右側(cè)堆高（即順著流向重水在右），深層海流也會形成西方邊界流，但其流向則與表層海流方向相反。除了在隘口、谷道等地區(qū)外，一般而言深層海流流速很小，難以直接測量，因此多根據(jù)水團特性來研判其流動狀況。

深層海流流速較慢，因此非常趨近于地轉(zhuǎn)流，如右圖所示，在北半球重的海水會向著流向的右側(cè)海盆邊緣堆高右圖為北大西洋的海底地貌以及北大西洋深層水的流徑(圖上箭頭所示)第四節(jié)海流四、深層海流

海洋中的底層海水系源自于極區(qū)海域。底層水的最重要來源是南極的威德海以及羅斯海水域。這兒的海水是南極繞極水(AACP)以及附近大陸棚海水的混合體。冬季時，由于冷卻以及結(jié)冰作用，此處海水密度可增至27.96以上，這種高密度的海水無法長久停留在淺海地區(qū)，會沿著大陸棚邊緣下沉直至深海海底，隨后再向北、向東擴展，這便是南極底層水(AABW)。此外，北極海區(qū)冬季時也理應(yīng)生成類似的底層水，可由于北極海為陸塊以及海檻所圍繞，生成的底層水無法流出。不過，幾條主要的表層海流均在格陵蘭南方水域匯集，這種匯集迫使海水下沉。另一方面，當這些海流匯集，海水相混合時會發(fā)生“混合增密”現(xiàn)象，混合水密度增大更易下沉。這股水團稱為北大西洋深層水(NADW)，由北往南流，水量很大。

混合增密現(xiàn)象將兩種不同溫、鹽值但密度相近的海水充份混合后，混合水的溫、鹽值將為二者的平均但密度則會增大，此現(xiàn)象稱為混合增密作用，是海水一種很有趣的物理特性。如圖有A、B兩種性質(zhì)不同的海水，將A與B以1:3之比例混合后，混合水之密度將比原先增大。第四節(jié)海流四、深層海流

北大西洋深層水(NAWD)流過赤道后繼續(xù)向南流，與南極繞極水(AACP)相混合產(chǎn)生一個新的水團─普通水(CW)，普通水隨南極繞極流流動，然后從好望角附近流進印度洋，繞過澳洲與紐西蘭后流入太平洋，構(gòu)成這兩大洋深層與底層水的主體。以上這四種水團─AABW,AACP,NADW以及CW是各大洋中停留在最深層以及水量最大的深層水團。在南極大陸外圍由西向東流動的是由西風所驅(qū)動的南極繞極流，而在南極繞極流的北界則為南極輻合帶。南極繞極流與南大西洋表層海水在南極輻合帶相遇，雙方混合后便生成南極中層水(AAIW)。南極中層水厚約500m，中心在800～1000m深處，水溫2～3°C，鹽度34.2，系由40°S向北延伸，在大西洋AAIW甚至可越過赤道，在其它二洋則在赤道以南即被擋住。北太平洋的中層水則是由西北太平洋高緯度海域的表層與次層海水經(jīng)垂直混合所生成的。此外，大西洋中尚有由地中海經(jīng)直布羅陀海峽流出的高鹽份海水─地中海水團(MW)，是早期研究大西洋中層海流系統(tǒng)的重要參考指標。第四節(jié)海流四、深層海流(a)圖為沿大西洋南北縱斷面上幾種水團的分布情形。(a)(b)圖為沿東太平洋南北縱斷面上幾種水團之分佈情形。(b)

第五節(jié)海洋波浪一、波浪的性質(zhì)什么是波？1.波必須是周期性或近似周期性的運動；2.波必然牽涉到某種性質(zhì)的傳播，而非介質(zhì)本身在運動。漣漪、風浪與涌浪：周期分別為<1秒，0.2～10s，10～30s。海洋中各種波浪的能量密度按照頻率大小依序排列的分布情形如圖(波浪能譜)。波浪場大部份能量多集中分布在十秒周期左右，長周期波浪在10-3

處的能量峰為海嘯所引起的，最右側(cè)的兩個能量峰則分別為半日以及全日潮。當波長小于1.74cm時，外表張力效應(yīng)起主導(dǎo)作用，這種漣漪小波(外表張力波)具有圓形波峰以及V型波谷。如上圖所示，當波長較長時，重力效應(yīng)就變得比較重要，此時波形和正弦曲線非常相近，這是重力波的特性，可是當波浪能量不斷增加，重力波的波形便會漸漸改變?yōu)椴ǚ遄兗舛ü饶敲醋儓A的形狀，當鋒利度到達1/7或以上時波形就無法支撐而發(fā)生碎波。第五節(jié)海洋波浪一、波浪的性質(zhì)內(nèi)波海水密度的垂直分布具有分層構(gòu)造時，則在水體內(nèi)部也可產(chǎn)生重力波，這種波動便是內(nèi)波，其周期與水體的密度分層狀況有關(guān)。海嘯由海岸或海底地震造成海床垂直移動所產(chǎn)生的波浪。由內(nèi)波所造成的海面波痕由海底地震造成海嘯波的示意圖

第五節(jié)海洋波浪一、波浪的性質(zhì)蕩漾在海盆或海灣內(nèi)部產(chǎn)生共振現(xiàn)象的低頻波動。慣性重力波當重力波所引起的水質(zhì)點運動受地球自轉(zhuǎn)效應(yīng)影響時，則此種重力波為慣性重力波。行星波周期很長，波長也很長的波動，例如高空氣流線所顯示的波動以及造成黑潮或灣流呈蜿流時的波動均是。潮汐波海面因潮汐所呈現(xiàn)的水面起伏，宏觀來看，是海洋中最長的長波運動。圖為北半球500mb等壓面上的等高線(細線，相當于氣流線)分布情形，顯示一個簡單的全球四波構(gòu)造。圖上粗線為500mb面與極鋒的交界，此外地面鋒系也標注在圖上。右圖為在北半球的一個海盆中，潮汐漲落所產(chǎn)生波動的示意圖。潮波會繞著無潮點以反時鐘方向旋轉(zhuǎn)。第五節(jié)海洋波浪一、波浪的性質(zhì)與波形及波浪性質(zhì)相關(guān)的名詞波峰(Crest)：外觀波形的最高點。波谷(Trough)：二波峰間最凹部份。波高(Waveheight)：任一波峰與其相鄰波谷間的垂直距離，以H表示。代表波高(Significantwaveheight)：也有人采用日譯，稱為“有效波高”，即海面上某瞬間，或是某點長時間連續(xù)觀測，所有波高中選取最大的1/3組平均后所得到的數(shù)值，以H1/3

或Hs表示。據(jù)統(tǒng)計，Hs與海員目測的波高值甚為接近。波長(Wavelength)：波面上任意一點與其隨后波形上對應(yīng)點之間的水平距離，例如二相鄰波峰間的距離，以L代表。波鋒利度(Wavesteepness)：波高與波長的比值H/L，當此值過大時(>1/7)波便會崩潰破碎。靜水位(Stillwaterlevel)：海面的平均水位，或是無波浪作用時的水位。振幅(Amplitude)：波面最高點至靜水位的垂直距離，或是波高值的一半。周期(Period)：在一個固定點觀察一個完整的波形通過所需要的時間，以T表示。頻率(Frequency)：周期的倒數(shù)，通常以f表示，f=1/T。波速(Wavespeed)：又稱為相速度(Phasespeed)，是外觀波形移動的速度。第五節(jié)海洋波浪一、波浪的性質(zhì)與波形及波浪性質(zhì)相關(guān)的名詞波群(Wavegroup)：海洋中外觀波形常呈現(xiàn)成群出現(xiàn)現(xiàn)象，即海面上有一長列向同一方向傳播的波形。在某一固定點觀測時，首先出現(xiàn)一陣波高較小的時段，隨后波高漸漸增大，而在連續(xù)出現(xiàn)幾個大波后，波高又再度減小，這種成群的波列即稱為波群。群速度(Groupvelocity)：波群移動的速度，也是波能傳播的速度。深水波(Deepwaterwave)：水深比一半波長(L/2)深時稱為深水波。淺水波(Shallowwaterwave)：水深比L/20淺時稱之。

船的運動產(chǎn)生的波群自由波(FreeWave)：當波浪能不受外力影響而保持自由傳播狀態(tài)的稱為自由波，例如涌浪、海嘯等。強制波(ForcedWave)：波浪持續(xù)受到外力作用，例如風浪、潮汐等。行進波(Progressivewave)：外觀波形以特定速度行進的，成為行進波。駐波(Standingwave)：外觀波形并無明顯的移動趨勢，各點僅有水面上下起伏的波。水槽內(nèi)的駐波：一個周期內(nèi)的五個瞬間第五節(jié)海洋波浪一、波浪的性質(zhì)與波形及波浪性質(zhì)相關(guān)的名詞界面波(Interfacialwave)：發(fā)生在二不同性質(zhì)流體界面上的波動，例如空氣與水交界面上的水面波。內(nèi)波(Internalwave)：當流體內(nèi)部密度垂直分布呈現(xiàn)層化構(gòu)造時，流體內(nèi)部也會出現(xiàn)波動。例如天空中常出現(xiàn)的帶狀透光高積云或是卷積云，便是高空氣團流經(jīng)下層另一種氣團時所產(chǎn)生的波動，有云處為上升氣流，無云處則為下沉氣流。又如搭乘飛機時不免遭遇晴空亂流，飛機顛跛上下猶如船行波面，這些晴空亂流多是大氣中的內(nèi)波。又如在海邊高處向海面眺望，常見海面水色相異處呈帶狀分佈，或是海面漂浮物呈帶狀分布，這些多表示水面下有較強的內(nèi)波運動。

左圖晴空常見的高積云便是內(nèi)波產(chǎn)生的；右圖當輕(低鹽或是高溫)的海水漂浮在相對較重(高鹽或低溫)的海水之上時，海洋上層便呈現(xiàn)密度分層的情形，此時有利于發(fā)生內(nèi)波。如右圖(b)，船行這種水域，往往因為產(chǎn)生內(nèi)波的尾跡而損失能量，致使船速變慢，早期由于不理解此現(xiàn)象因此造成船員恐慌，稱此為死水(DeadWater)。水下內(nèi)波可以使近海面的水流形成帶狀的輻合或是輻散區(qū)，海面漂浮的物體便會在輻合區(qū)內(nèi)排列成行(圖c)。第五節(jié)海洋波浪一、波浪的性質(zhì)與波形及波浪性質(zhì)相關(guān)的名詞波浪疊加：不同頻率、不同方向傳播的波浪彼此可以是不相干的。實際在海面上觀看到的混亂波浪場便是由許多大小不等、方向與頻率各異的波浪所疊加而成。疊加過程并不妨礙波浪場各組成份子(成份波)彼此的獨立性。奏點(Beats,orantinodes)與節(jié)點(Nodes)：波浪疊加成為駐波后，水面振動起伏最大處稱之奏點，而水面振動起伏最小處則為節(jié)點。緣波(Edgewaves)：波浪斜射邊界，入射波與反射波相疊加形成沿著平行于邊界方向傳的波稱為緣波。

由圖(b)可見波浪疊加可以是建立性，破壞性或是以上二者的混合型；圖(a)為駐波的奏點和節(jié)點；圖(c)波浪斜射邊界，入射波與反射波相疊加形成沿著平行于邊界方向傳的波形稱之為緣波。(a)(b)(c)第五節(jié)海洋波浪一、波浪的性質(zhì)與波形及波浪性質(zhì)相關(guān)的名詞表面張力波(Capillarywaves)：波長很短（小于2cm）的波浪主要受表面張力控制，波長愈短波速愈快。表面張力波對海洋遙測很重要，對海氣間氣體交換過程也很重要（與氣泡生成之機制有關(guān)）。

各種表面張力波蕩漾(Seiches)：或稱港池蕩漾，在邊界受限制的水體〔如港灣〕內(nèi)，波浪進入后會發(fā)生重復(fù)反射形成復(fù)雜的駐波型態(tài)，各處海水有節(jié)奏地上上下下或此上彼下，這種現(xiàn)象稱為蕩漾，而振動的頻率那么為港池的共振頻率，建構(gòu)海港需防止此問題。茶壺里的蕩漾第五節(jié)海洋波浪二、波浪的運動波速、色散現(xiàn)象：對重力波而言，波長愈長波速愈快，水深愈淺波速愈慢。當水深大于一半波長時，波速C=1.25L1/2，式中C之單位為m/sec，L則為公尺。當水深小于1/20波長時，波速僅與水深有關(guān)，其公式為C=3.13d1/2，式中d為水深，單位為m。

重力波波速與波長深度的關(guān)系由于不同波長的波浪其傳播速度并不一樣，因此同一波源所產(chǎn)生的各種不同頻率波浪在向外傳播時會發(fā)生別離的現(xiàn)象，此即是色散現(xiàn)象(Dispersion)。例如颱風氣在遠海，但長涌已先至海濱；又如向水中丟石塊產(chǎn)生圓形重力波，外緣為長波，內(nèi)側(cè)波長較短。水中丟石產(chǎn)生波的色散現(xiàn)象第五節(jié)海洋波浪二、波浪的運動折射：同一頻率的波列傳播時，因波速快慢不一（受波長或水深作用）導(dǎo)致波射線發(fā)生彎曲稱為折射。反射：波浪前進遭遇固體邊界時，為滿足水流只能平行于邊界面運動的限制，于是會產(chǎn)生向相反方向傳播的波浪，這就是反射現(xiàn)象。波浪向岸傳播時受水深不均勻影響發(fā)生折射現(xiàn)象繞射：當波浪前進遭遇物體局部阻擋時，從物體側(cè)方通過的波浪也會產(chǎn)生側(cè)向波傳至被物體遮擋的水域，此即繞射現(xiàn)象。波浪繞射狀況第五節(jié)海洋波浪二、波浪的運動水分子軌跡﹕深水波的水分子軌跡呈圓形，淺水波則為橢圓形。下圖為在波浪作用下，水分子的運動軌跡，自左至右分別為淺水、中間水深以及深水情況下的軌跡形狀，圖中的h為水深，k為波數(shù)，k=2π/L。波浪動量：在波峰與波谷之間的區(qū)域，有時有水，有時則全為空氣。將此區(qū)域平均后可發(fā)現(xiàn)水分子整體是朝著波傳的方向流動，物理上質(zhì)量乘以速度即為動量，上述平均動量稱為波浪動量，波愈大則波浪動量亦愈大。波浪動量對海岸動力學有很重要的意義。波群：波列通常成群向外傳播。最明顯的波群實例包括船波以及將石頭投入靜止水面后所形成的圓形波均是。每一波群內(nèi)可能含括了很多個外觀波形，這一群波有時又統(tǒng)稱為一個波包(Wavepacket)，波包移動的速度即為群速度，也就是波浪能量傳播的速度。波浪的群速度與外觀波形移動的速度〔相速度〕不一定相等，二者相等的稱為非離散波，否那么為離散波。水很淺時離散波那么近似于非離散波。深水重力波的群速只是相速的一半，所以隨著波包移動時會看到波包內(nèi)的外觀波不斷由波包前方冒出來，然后向前移動，抵達波包前緣時又自行消失。然而，深水外表張力波的群速卻大于相速，因此隨著波包移動時會看到個別波形會由波包前端生出，然后向后移，抵達波包后端時又自行消失。波浪預(yù)報大波浪抵達的時間需根據(jù)群速度來計算。以下圖為兩組波長稍微不同的波相疊加以及疊加后形成波群的情形。第五節(jié)海洋波浪三、波碎波浪為何會碎？當波峰附近的水粒子向前運動的速度比波形移動(相速)還要快時，波浪便碎了。當波面上水分子在垂直方向上的加速度大于重力加速度時，水分子便會脫離波面，波浪也會碎了。發(fā)生碎波未必限定在海灘上，深海一樣有碎波(白浪滔滔就是描述碎波的海面)。尖銳度是顯示波浪是否穩(wěn)定的一個重要參考指標，水無法支持波浪的尖銳度H/L高于1/7，當水波的尖銳度接近此值時，波便破碎了。這是因為水粒子運動速度大小(除以相速后)正比于此值，尖銳度大表示水粒子速度快，所以容易不穩(wěn)定。波浪進入很淺的水域后，波速將與水深(波形的高度與靜水位之和)的平方根成正比，因此波峰移動得比波谷更快，最后形成”水墻”狀撲向海岸，波浪學上稱這種”水墻”狀波形為”段波”或”水躍”，眾所周知的如錢塘江涌潮，海灘上所見的碎波也是一例。

第五節(jié)海洋波浪三、波碎碎波的種類一般所見的碎波主要呈現(xiàn)三種型態(tài)，即溢出型(Spillingbreakers)、崩捲型(Plungingbreakers)以及崩塌型(Surgingbreakers)。在緩灘面上，波浪破碎后還可能再演變生成許多組新的波列繼續(xù)撲向海岸。溢出型碎波崩捲型碎波崩塌型碎波第五節(jié)海洋波浪四、風浪南唐馮延巳有詞云：“風乍起，吹皺一池春水”?？梢姽湃嗽缰L與浪具有密切的因果關(guān)系，但風浪生成、發(fā)展、衰減的完整理論迄今猶在發(fā)展中，尚未達到完善的境界。風浪成長受風速、風域以及吹風延時等三項主要的外在因素的影響。在其發(fā)展過程中又與不同頻率波浪發(fā)生能量交換而相互影響，因此波高漸漸增大而波長也漸漸增長。風浪與涌浪分布示意圖在穩(wěn)定風情況下不同風域所觀測到的風浪能譜第五節(jié)海洋波浪四、風浪風浪預(yù)報法則

蒲福風級表下列諸圖所示的是英國海軍上將蒲福(AdmiralSirFrancisBeaufort)于1806年所訂定的蒲福風級(BeaufortScale)，在1838年采用時蒲福風級僅有十二級，目前已細分至十七級。第五節(jié)海洋波浪四、風浪風浪預(yù)報法則

右表為十七級風所對應(yīng)的風速與可能的波高范圍。蒲福風級名稱風速浪高(m)名稱風速m/s浪高(m)可能波高最大波高0無風-1以下0-0.2--1軟風微波1-30.3-1.50.10.12輕風微波4-61.6-3.30.20.33微風小波7-103.4-5.40.61.04和風小浪11-165.5-7.91.01.55清風中浪17-218.0-10.72.02.56強風大浪22-2710.8-13.83.04.07疾風大浪28-3313.9-17.14.05.58大風巨浪34-4017.2-20.76.07.59烈風猛浪41-4720.8-24.47.010.010暴風猛浪48-5524.5-28.49.012.511狂風狂濤56-6328.5-32.611.516.012颶風狂濤64-7132.7-36.914.016以上13颶風狂濤72-8037.0-41.414以上16以上14颶風狂濤81-8941.5-46.114以上16以上15颶風狂濤90-9946.2-50.914以上16以上16颶風狂濤100-10951.0-56.014以上16以上17颶風狂濤109-11856.1-61.214以上16以上第五節(jié)海洋波浪四、風浪風浪預(yù)報法則

SMB波浪預(yù)報圖表第五節(jié)海洋波浪四、風浪風浪預(yù)報法則

波浪模式現(xiàn)代波浪預(yù)報采用第二代或第三代波浪模式，以數(shù)值方法根據(jù)預(yù)測風場計算預(yù)測波浪大小。右圖即為西北太平洋波浪預(yù)報圖。第五節(jié)海洋波浪五、內(nèi)波如果流體的密度在垂直方向分布不均勻（但需為穩(wěn)定狀態(tài)），則在流體內(nèi)部運動慣性和浮力用波動型態(tài)達到動態(tài)平衡狀況，這種運動便是內(nèi)波。潮汐周期的內(nèi)波運動稱為內(nèi)潮。下面左圖為在兩層流體中，內(nèi)波行進波所產(chǎn)生的流線以及水質(zhì)點軌跡；右圖為海面上因內(nèi)波所引起的復(fù)雜條紋。

波浪模式海嘯演示動畫第六節(jié)潮汐一、潮汐現(xiàn)象潮汐是海水受天體引潮力作用而引發(fā)的周期性流動和升降現(xiàn)象；海面上升達最高時，稱為高潮(Highwater)；海面下降至最低時，稱為低潮(Lowwater)；由低潮至高潮的期間，稱為漲潮(Flood)；而由高潮至低潮的期間，則稱為落潮(Ebb)；自某一次高潮至下一次高潮，或由某一次低潮至下一次低潮的時間，稱為潮汐的周期(Periodoftide)；高潮與低潮的海面高度差稱為潮差(Tidalrange)；紐約港1934年6月29-30日的潮位記錄淡水港由1996年1月8日至5月9日的潮位記錄第六節(jié)潮汐一、潮汐現(xiàn)象潮差大小和月亮盈虧有關(guān)。朔望后一二日，潮差最大，稱大潮(Springtide)(見下圖)在上下弦附近，潮差最小，稱小潮(Neaptide)。

圖為紐約、西雅圖以及洛杉磯三地潮汐曲線與月相以及日、地、月在天球軌道上相關(guān)位置的關(guān)系。第六節(jié)潮汐一、潮汐現(xiàn)象每日出現(xiàn)兩次高潮以及兩次低潮的稱為半日潮(Semi-diurnaltide)；出現(xiàn)一次的則稱為全日潮(Diurnaltide)；每日漲落潮的時間以及低、高潮的海面高度并非固定不變，這種現(xiàn)象稱為周日不等。周日不等現(xiàn)象主要是由于天體在地面的直射點偏離地球赤道（赤緯）所引起的。當赤緯為零時，周日不等甚小，稱分點潮(Equinocticaltide)；(參看上頁左圖所示洛杉磯的潮位曲線，赤緯為零-即圖上標注E處，潮型為半日潮，周日不等甚小)。當赤緯最大時，周日不等最顯著，稱回歸潮(Tropicaltide)。注意看圖上標注N與S處，當?shù)爻毙妥兂闪巳粘?，周日不等最顯著；臺灣高雄港潮位曲線所顯示的周日不等現(xiàn)象某一地點，發(fā)生高潮或低潮的時刻與月球經(jīng)過中天時刻的時間差，稱為潮汐間隙(Tidalinterval)，因此可得出高潮間隙(Highwaterinterval)以及低潮間隙(Lowwaterinterval)；每月朔望的大潮均發(fā)生在朔望后一、二日，這段延遲的時間稱為潮齡(Ageoftide)；朔望大潮的高潮間隙則稱為候潮率(Establishment)；

第六節(jié)潮汐一、潮汐現(xiàn)象潮汐引發(fā)海水面上下運動，同時也會造成海水流動，這種周期性的海水流動稱為潮流(Tidalcurrent)，其周期和潮汐一致。漲潮時的潮流稱為漲潮流(Floodstream)，落潮時的潮流則稱為落潮流(Ebbstream)。潮流受地形的影響很大。在海灣內(nèi)所測的潮汐與潮流，注意潮位值負值，這是因為零位基準是以平均低潮位(MeanLowerLowWater，MLLW)為準。潮流與潮位有90°相差，低潮與高潮時流速最小，每間隔六小時流向變化一次。潮流受海岸地形影響的情況。第六節(jié)潮汐二、引潮力

月球能穩(wěn)定地繞地球公轉(zhuǎn)，是因離心力與引力相平衡。討論月、地系統(tǒng)時暫不考慮地球自轉(zhuǎn)。月、地系統(tǒng)的質(zhì)心在地球內(nèi)部，與地心的距離約為地球半徑的四分之三，因此月球繞地公轉(zhuǎn)時地球也整體繞此質(zhì)心回轉(zhuǎn)，但地球上各點轉(zhuǎn)動的軌跡穩(wěn)定，故所受離心力相等，但引力則近月處較大，遠月處較小，方向均指向月心。因此，離心力與引力的合力在地球上不一致，如果地表為水體則將受此合力影響形成橢球體，長軸方向?qū)⒅赶蛟滦模藱E球體形狀造成地表水位起伏。又因地球自轉(zhuǎn)，故各點每日會經(jīng)歷海面升降起伏變化。這就是牛頓平衡潮理論的要義。(A)當月亮在觀測者天頂時為高潮(太陰時為0)；(B)6小時后，觀測者隨地球自轉(zhuǎn)至圖后，當?shù)貫榈统保?C)又6小時后(12太陰時)，觀測者又轉(zhuǎn)至高潮區(qū)內(nèi)，但潮位較(A)之高潮位低；(D)在6小時后(18太陰時)，觀測者再轉(zhuǎn)至低潮區(qū)，6小時后又重覆(A)之高潮位。第六節(jié)潮汐三、陸塊與科氏力的效應(yīng)Kelvin波、無潮點

圖為在北半球的一個海盆中，潮汐漲落所產(chǎn)生波動(Kelvin波)的示意圖。潮波會繞著無潮點以反時鐘方向旋轉(zhuǎn)。同潮時線(Cotidallines)以下圖為全球海洋的同潮時(Contidal)圖。圖中數(shù)字表示小時，0為月球正好通過格林威治子午線，注意潮波在北半球海盆中為逆時針方向旋轉(zhuǎn)，而在南半球海盆中為順時針方向旋轉(zhuǎn)，旋轉(zhuǎn)中心那么為無潮點。第六節(jié)潮汐三、陸塊與科氏力的效應(yīng)淺水效應(yīng)、共振現(xiàn)象潮波傳入淺水后，因水變淺潮波能量密度增大，因此潮差會增大。另一方面海底摩擦作用也會增強，對潮波有衰減的作用，水淺也使潮波波速減慢，波長變短（左圖）。如果海峽或海灣長度接近潮波1/4波長時，則會發(fā)生共振，潮差更大(右圖)。第六節(jié)潮汐三、陸塊與科氏力的效應(yīng)

全世界潮差最大之處位于加拿大NovaScotia的芬地灣(BayofFundy，見下圖)，當?shù)刈畲蟪辈罡哌_15m以上，就是因為地形和共振的緣故。芬地灣內(nèi)一個小港灣在高、低潮時所呈現(xiàn)的對比情形

第六節(jié)潮汐三、陸塊與科氏力的效應(yīng)緣海以及地中海的潮汐歐洲地中海與大西洋之間只有一道狹窄的直布羅陀海峽相連，地中海內(nèi)水域面積不大，無法與天體引潮力產(chǎn)生共振，大洋潮波由直布羅陀海峽傳入后很快便散開了(折射、繞射)，因此地中海內(nèi)部潮差很小，幾乎不易察覺，是以羅馬帝國在擴展到大西洋濱后才認知到海洋潮汐現(xiàn)象?；旧希壓Ｒ约暗刂泻２o法受天體引潮力直接作用產(chǎn)生潮汐，只有大洋的海盆具有足夠的水平尺度能使潮波在盆內(nèi)產(chǎn)生共振(在大洋中潮波的典型波速約為每小時750km，因此要吻合使日、月全日周期引潮力所引發(fā)的潮波產(chǎn)生共振，那么海盆的長或?qū)挾染捅仨殲?000至9000km，只有大洋海盆才能達到此要求)，因此緣海以及地中海的潮汐均由大洋潮傳入所引起的。大洋潮波傳至陸棚區(qū)后因為地形淺化效應(yīng)，波速變慢，波長減小，潮差加大，另外受地形影響也會發(fā)生折射與繞射作用，海底磨擦作用則加強能量損失。第六節(jié)潮汐三、陸塊與科氏力的效應(yīng)黃海、東海以及臺灣附近海域半日潮同潮時(Cotidalline)以及同潮差線(Co-rangeline)的分布情形美國喬治亞大學海洋科學學院使用BlumbergandMellor的POM模式所計算的上述海域潮波傳播以及潮流變化分布動畫圖(單擊圖片觀看動畫)，圖中紅色部份為水位最高處(高潮)，藍色那么為最低處(低潮)，注意看潮波由太平洋傳上東海陸棚后發(fā)生的變化，首先潮差在接近海岸時會逐漸增大，其次那么是東海陸棚上向西北方向傳播的潮波，在接觸到浙江海岸時(約在溫州附近)似乎又分出了一股順著海岸向南傳播的潮波，后者與臺灣海峽的地形發(fā)生作用，造成臺中至福建湄洲一帶潮差較大。用POM模式所計算的潮波等相位線(實線)以及等振幅線(虛線)其分布情形。第六節(jié)潮汐三、陸塊與科氏力的效應(yīng)內(nèi)潮(Internaltide)

水面潮所引起的潮流運動與海底地形發(fā)生作用，造成等密面在水平方向上不均勻分布，潮流速度改變時造成不穩(wěn)定便產(chǎn)生了內(nèi)潮。

第六節(jié)潮汐四、潮汐預(yù)報預(yù)報法則

任何復(fù)雜的波形曲線均可用許多正弦曲線疊加合成—Fourier理論。波浪、潮位皆如此，潮汐曲線的正弦曲線分量稱為分潮(PartialTides)。根據(jù)天體引潮力分析，潮汐最主要的七個分潮周期分別為：太陽全日周期變化，其周期為24小時(平太陽時)；

太陽半日周期變化，其周期為12小時；

月亮全日周期變化，其周期為24小時50分；

月亮半日周變化，其周期為12小時25分；

太陽年周期變化，周期為1年，反映地球與太陽距離之年變化以及地球自轉(zhuǎn)軸相對于太陽之角度變化；

朔望月之變化，周期為29.5天，反映月球與地球距離之月變化以及地球自轉(zhuǎn)軸相對于月亮之角度變化；

月球交點西退所引起之變化，其周期為18.6年。將潮位記錄中各個組成分潮的振幅以及相位角求出后便可重新組合以進行預(yù)報工作。第七節(jié)淺水海洋學一、淺水海洋學的范圍淺水海洋學研究的范圍涵括了海、陸交界處的種種自然現(xiàn)象。這個地區(qū)也是人類在海洋上活動最多的地方，許多現(xiàn)象均與民生有關(guān)。首先討論海灘，其次則為沿岸輸沙過程、近岸水流以及河口環(huán)流。

第七節(jié)淺水海洋學二、海灘海灘指由波浪所攜帶的沉積物質(zhì)在水陸交界處形成的堆積場地的統(tǒng)稱。狹義上則指低潮線與海岸線之間的范圍，即波浪所挾帶沉積物能達到的最高極限區(qū)域。海灘一詞多用于海洋工程方面，而狹義的海灘在地質(zhì)學上稱為海濱(Shore)。海灘可分為三區(qū)：后灘(Backshore)、前灘(Foreshore)與外灘(Offshore)，取決于灘面高度是否后灘高于高潮位、前灘介于高與低潮位之間以及外灘低于低潮位。下圖為一個典型的海灘斷面，顯示各種地形構(gòu)造。第七節(jié)淺水海洋學二、海灘通常在海灘上觸目所見的物質(zhì)不外乎沙、泥、礫石、大大小小的圓石、碎板巖或是巖石等。其中大型的沉積物質(zhì)多半是源自本地，細粒沉積物則可能源自遠處，經(jīng)由河流、沿岸海流搬運而來。然而，沙為何會留在海灘上呢？這牽涉到兩種不同的動力作用，均和波浪作用有關(guān)。(1)在激浪區(qū)以外：波浪在未達到碎波狀態(tài)時，浪頭下的水粒子軌跡呈現(xiàn)橢圓形，外灘上海底的沙粒在波峰抵達前，當波浪造成的水流速度加快到某一極限值時，沙子便會被帶離海床，然后隨著波峰向前流動的水流一同沖向海岸，當波峰通過后水分子速度變緩時沙又重新沉降回海底，此過程可造成沙粒逐步躍向激浪帶。下圖為沙粒隨入射波浪向前躍進情形的示意圖。第七節(jié)淺水海洋學二、海灘(2)在激浪帶內(nèi)，波浪已破碎，水分子隨著一波波碎浪呈現(xiàn)往復(fù)性運動，海床上的沙粒亦然。下圖為在碎波帶外沙粒隨著一波波的海浪向岸跳躍，碎波后沙粒隨著沖流涌上海灘，再隨回流退回的示意圖。第七節(jié)淺水海洋學二、海灘(3)當激浪撲上海灘時，整片的海水以及白沫均沿著灘面斜坡上溯，稱為沖流(Swash)。這些沖上灘面的海水，有部份會沿著坡面直接退回，稱為回流(Backwash)，其余部份則滲入沙中再從沙粒隙縫滲流回海。激浪帶近岸處的沙粒會隨著沖流涌上海灘，也會隨著回流再退回海中，激浪帶內(nèi)沙粒在垂岸方向上的凈輸送量取決于沖流與回流這兩種作用何者重要。當波浪不很大時(a圖所示)，大部份沖流會滲入沙中，致使回流水很弱，而原先隨沖流上溯的多數(shù)沙粒就沉積在灘面上，因此平階會向海伸展而顯得較廣。另方面，當波浪作用強烈時(b圖所示)，海灘在洶涌波濤作用下沙中含水已達飽和，此時沖流水無法滲入沙中，上溯水流均依靠回流退回海中。由于沙粒上溯后沉降，隨回流沿坡面退下海灘時，比重加大而在灘面上形成重力流（類似土石流）加速下滑，更增加退回海中的沙量，所以在大風浪狀況下海灘將被沖蝕，而平階地形則向海岸退縮。(a)(b)

第七節(jié)淺水海洋學三、沿岸輸沙過程波浪與沿岸流(Longshorecurrents)聯(lián)合作用下，使激浪帶內(nèi)海床上的沉積物發(fā)生沿岸方向上搬運的現(xiàn)象稱為沿岸輸送(Longshoretransport)或是沿岸輸沙(Littoraldrift)。沿岸輸沙過程和波浪作用有非常密切的關(guān)系。當波浪斜射海岸時，碎波后波峰線未必能平行于海岸，此時碎波帶與海灘間的海水以及所攜帶的沙粒將沿著海灘以鋸齒狀的路徑移動，如下圖所示。第七節(jié)淺水海洋學三、沿岸輸沙過程

沿岸流(Longshorecurrents)

當波浪撲向海岸時，除非波峰線完全與海岸平行，否則就會產(chǎn)生沿岸流。沿岸流主要局限于激浪帶以內(nèi)。如前所述，當波浪行進時，波