第六章 世界海洋中水的运动第六章 世界海洋中水的运动• 第一节 海洋中的波浪• 第二节 潮汐• 第三节 洋流和海流第一节 海洋中的波浪（一）波浪及其类型海洋中的波浪是指海水在外力和惯性 力的作用下，水面随时间起伏（一般周期 为数秒至数十秒）的现象即海水质点以 其原有平衡位置为中心，在垂直方向上作 周期性圆周运动的现象波浪包括波峰、 波谷、波长、波高四个要素第一节 海洋中的波浪为了帮助了解海面波浪的复杂性，首先 介绍一些简单的波浪特性基本上波浪系 以波长（λ），水深（d）及波高（H）间的 相对关系决定其特性当水深大于波长之 半时，称为深水波，其性质不受到水深的 影响；d/λ较小时称为浅水波d/λ趋近于零 或很小时则为孤立波，即只有一个波峰， 波长为无限长的波 第一节 海洋中的波浪许多海面波浪简单的性质均可以利用线性的 微小振幅波理论加以说明此微小振幅波理论〔 或称艾力（Airy）波理论〕乃是一种近似的理论 ，只在波浪的尖锐度（H/λ）以及波高水深比很小 时才能成立在此理论下，波形可以用正弦函数 表示微小振幅波前进时，水粒子并不随着波浪 前进，而是循着封闭轨道运动深水波时如下图 所示，其轨道为圆形，且圆的半径随着水深成指 数函数减小，图中之C表示波速。
浅水波时，水 粒子运动的轨道为椭圆形；孤立波时，水粒子则 随着波浪跳跃前进 波浪作用下，水分子之运动轨迹，自左至右分别为浅水、中间水深 以及深水情况下之轨迹形状，图中之h为水深，k为波数， k = 2π/L 第一节 海洋中的波浪如上所述：波峰(Crest)﹕外观波形之最高点 波谷(Trough)﹕二波峰间最凹下部份称 之 波高(Wave height):任一波峰与其相邻 波谷间之垂直距离，以H表示 几个与波形相关名词之含义 第一节 海洋中的波浪其次，若以ρ，g及a分别表示海水密度 、重力加速度及波浪的振幅（微小振幅波 时，振幅等于波高的一半），每单位海面 积波浪所具有的能量为ρga2/2非常奇妙地 ，波浪能量与波长、频率或水深无关又 由此式可知，波浪能量与波高平方成正比 ，波高越高则能量越大 第一节 海洋中的波浪但1977年冠克列特（Cokelet）的研究 ，发现波高最大时，并非如一般所想的， 波浪能量也最大，而是如下图所示，最大 能量发生在稍为小于最大波高的时候下 图中，T表示稳定状态时每单位海面积的平 均动能，E2=1-(q2crest.q2trough／c4)为一 参数，qcrest及qtrough分别为波峰及波谷 处的水粒子速度，c为波速。
E＝0相当于微 小振幅，E＝1相当于最大波高时 第一节 海洋中的波浪海洋波浪学中有各种波浪理论（上文所 提到的微小振幅波理论即为其中之一）， 这些波浪理论均以规则波为对象所谓规 则波就是波高与周期一定，由一个方向作 有规则而继续不断前进的波浪但是，实 际的海面波浪，其形状非常复杂而不规则 ，大波、小波、长波、短波相互重迭并存 ，个个波峰的大小及形状均千差万别 第一节 海洋中的波浪1960年寇特（Cote）等为了观测此复 杂的海面波浪，曾利用两架飞机实施海面 的立体航空摄影下图就是连续测得的两 幅海面等高线图此图显示，三次元的（ three dimensional）海面波浪，其空间、时 间的变化均相当复杂海面波浪既然如此 复杂，则该如何表示才能充分说明其性质 ？根据理论，波浪在其尖锐度（即波高与 波长之比）大于1/7时即成碎波第一节 海洋中的波浪因此，对于普通所见的波浪，应用微 小振幅波理论也可以得到相当程度的近似 结果在此种近似的范围内，我们可以依 照重迭的原理，如图四所示，将复杂的海 面波浪视为具有各种波高、波向、周期及 位相的正弦波所集合而成的波浪 第一节 海洋中的波浪下图是荷兰艺术家依瑟（Escher）， 在1938年所作一张有名的木版画。
此版画 系在强调正中部分的等价观念对于波浪 的菲利浦的理论，此图似乎可以提供一个 很好的画面说明水面的鱼乃象征波浪， 其上的鸟则象征风的压力，而等价的观念 即相当于共振作用第一节 海洋中的波浪在陆地前行时，我们常说：“八千里路 云和月”，而船只在海上航行时，无可避免 地一定会碰到风与浪，正是“八千浬路风和 浪”推而言之，人类在海上的各种活动都 与风浪息息相关风浪本身亦是一种非常 有趣而奥妙的自然现象第一节 海洋中的波浪涟漪、风浪与涌浪﹕周期分别为 < 1秒 ，0.2 ～ 10秒，10 ～ 30秒 海洋中各种波浪之能量密度按照频率大 小依序排列之分布情形(波浪能谱)见下图 波浪场大部份能量多集中分布在十秒周期 左右，长周期波浪在10〃-3〃处之能量峰 为海啸所引起的，最右侧的两个能量峰则 分别为半日以及全日潮 蕴含着巨大能量的海浪与潮汐第一节 海洋中的波浪 按波浪成因可分为：由风的作用而产 生的“风浪”；因地震或风暴而产生的“海啸” ；由引潮力引起的“潮波”；由气压突变而产 生的“气压波”；因船行作用而产生的“船行 波”等还可按波长和水深的相对关系分为“ 深水波”（“短波”）和“浅水波”（长波）。
按 作用力的作用情况可分为“强制波”和“自由 波”（“余波”）風浪由風吹海面所產生，生成風浪的吹風區域稱為 「風域」1)風速愈大，波高愈大且波長較長2)風域附近的波浪，由於有不同波高和波長的波浪一起生成，海面起伏較不規則台風來臨前，岸邊就可觀測到遠在外海的暴風 圈形成，離開風域較長波的湧浪1)波長較長、週期也較長，可傳到較遠的地方2)湧浪週期約十秒左右，速度比一般風浪快第一节 海洋中的波浪表面张力波以及重力波当波长小于 1.74cm时，表面张力效应较为重要，这种 涟漪小波(表面张力波)具有圆形波峰以及V 型波谷当波长较长时，重力效应就变得 比较重要，此时波形和正弦曲线非常相近 ，这是重力波的特性，可是当波浪能量不 断增加，重力波的波形便会渐渐改变为波 峰变尖而波谷则变圆的形状，当尖锐度达 到1/7或以上时波形就无法支撑而发生碎波 由海底地震造成海啸波之示意图 波群(Wave group)﹕海洋中外观波形 常呈现成群出现现象，即海面上有一长列 向同一方向传播的波形在某一固定点观 测时，首先出现一阵波高较小的时段，随 后波高渐渐增大，而在连续出现几个大波 后，波高又再减小﹔这种成群的波列即称 为波群。
由船只行进所产生的波浪 - 船波，便具有波群的特性 鸭子游泳所产生的波形和船波呈现同样的型态 第一节 海洋中的波浪潮波﹕海面因潮汐所呈现之水面起伏 ，宏观来看，是海洋中最长的长波运动下图是在北半球的一个海盆中，潮汐涨 落所产生波动之示意图潮波会绕着无潮 点 (Amphidromic Point)以反时钟方向旋转 潮波－－钱江潮波与观潮者潮波－－钱江潮波与观潮者潮波－－钱江潮波与观潮者潮波－－钱江潮波与观潮者潮波－－钱江潮波与观潮者第一节 海洋中的波浪 在大洋中，风浪的振幅和速度与风的 强度、风向和阵发性情况等因素有关风 施加给海面的能量是靠波浪来传递的波 浪前进时，水面上每个水分子都沿直径和 波高相等的圆形轨道运动波峰上水分子 的运动方向与波浪前进方向一致，而在波 谷中，水分子的运动方向却与波浪前进方 向相反这样，波浪将能量依次向前传递 ，而水分子本身并不随波浪前进第一节 海洋中的波浪风所施加于海面的能量，一部分还会传递给 更深的水层，它所达到的深度以波浪大小为转移 根据波浪余摆线理论，水面以下任何水层上， 水分子圆形轨道的直径随着深度的增加而减小 连接不同水层上以匀速旋转的水分子在波峰和波 谷中的点而构成的曲线，代表这些点的轨迹，称 为余摆线。
但水分子的圆形轨道到了和波长相等 的深度就不再存在，也就是说，那里已不再有这 种扰动所引起的运动这个深度就是波浪底部， 即波浪能量向深处传递的极限第一节 海洋中的波浪 在风的作用力范围内的强制波中，吹过海面 的风会引起水体向前运动，因而，靠近水面的水 分子的轨道不成正圆形风的这种效应使向前一 半轨道上水分子的速度加大，向后一半轨道上水 分子的速度减小，出现波峰前部陡峻而后部缓平 的不对称形状风力强大时，波峰前面还可能向 内凹进，在重力影响下向下坠落，形成碎波洋 面上局部风力引起的波浪，多为单一风向占优势 的波浪；但是波长和波高不同，并从不同方向同 时传来的波浪也是常见的第一节 海洋中的波浪以上所述只是海水具有一定深度时的情况 波浪进入浅水，波底最终将和海底接触这 时水分子的垂直运动受到限制，轨道变为椭圆 形椭圆度以在海底为最大，而由海底向上减 小愈向海岸水愈浅，波浪能量除了与海底摩 擦而消耗的部分以外，都集中到了更小的水体 中，这就必然引起波长的缩短和波高的增大 由于海底的摩擦，波峰上水分子的前进速度大 大超过波谷中水分子的后退速度，波峰前部就 倾倒而产生破浪和激岸浪第一节 海洋中的波浪 （二）海浪的折射波峰线在深水区是和引起波浪的力的 方向，即波浪前进的方向相垂直的。
但波 浪前进方向常常与海岸斜交，这样，同一 波列两端的水深就可能有比较大的差异 近岸较浅的一端因受摩擦而减速，离岸远 而较深的一端在深水处继续保持原速前进 ，最后波峰线将发生转折而与海岸平行， 这种现象就是海浪的折射近岸水域入射波与反射波迭加形成的棋盘状波形(86年6月摄自桃圆观音海边) 第一节 海洋中的波浪除平直海岸外，波浪在港湾海岸也发生折 射港湾海岸附近的海底等深线多少与海岸平 行，港湾中海浪因水深而保持原速前进，在伸 向海中的岬角上则因水浅，受到海底摩擦而逐 渐降低速度这样，海岸凸出处，波峰线凹进 ，海岸凹进处，波峰线凸出，即仍然与海岸线 平行波浪前进方向与海岸斜交时，常常造成 水体沿海岸方向流动，这种纵向水流称为沿岸 流虽然沿岸流的流速一般不超过1—1.5米/秒 ，但它携带和搬运泥沙，对于海岸地貌的形成 和发育也有一定影响第一节 海洋中的波浪 海洋内波除了海面的波动而外，在海洋内部也 会发生波动现象，称为海洋内波当海水 密度之垂直分布具有分层构造时，则在水 体内部也可产生重力波，这种波动便是内 波，其周期与水体之密度分层状况有关 它是发生在海水密度层结稳定的海洋中的 一种波动，它的最大振幅出现在海面以下 。
第一节 海洋中的波浪内波也是海水运动的重要形式它能将 大、中尺度运动过程的能量传递给小尺度 过程它是引起海水内部混合、形成温、 盐细微结构的重要原因它能将深层较冷 的海水连同其中的营养盐输送到海洋上层 ，有利于海洋生物的生长由内波所造成的海面波痕 晴空常见之带状透光高积云便是大气中的内波 1994年5月27日ERS-1经过台湾东北部外海 上空所摄之SAR影像(Copyright ESA)照片 上显示在台湾东北部外海海面上亦有许多由内 波所引起的复杂条纹 ERS-1经过吕宋海峡上空所摄之 SAR影像(Copyright ESA)，显 示吕宋海峡内由潮流所引起之内 波波纹 第一节 海洋中的波浪当轻(低盐或是高温)的海水漂浮在相对较重( 高盐或低温)的海水之上时，海洋上层便呈现密度 分层的情形，此时有利于发生内波如下图(b)， 船行这种水域，往往因为产生内波之尾迹而损失 能量，致使船速变慢，早期由于不明了此现象因 此造成船员恐慌，称此为死水(Dead Water)， Fridjof-Nansen在北极探测时便发现此现象 (Nansen 1902)，随后Ekman(1906)以实验证明和 内波的关系。
水下内波可以使近海面之水流形成 带状的辐合或是辐散区，海面漂浮的物体便会在 辐合区内排列成行(图c) 第一节 海洋中的波浪海洋内波是指在海水稳定层化的海洋中产生 的，最大振幅出现在海洋内部的波动由于是产 生于海洋内部，内波的恢复力主要是约化重力， 这是它不同于表面波的一个重要特征此外，还 有许多其他不同特征，例如：内潮波的振幅远大 于表面。