海洋学概论课件

海洋学概论第一节海洋的形态第二节海水的物理性质第三节海洋与气候第四节海流第五节海洋波浪第六节潮汐第七节浅水海洋学第一节海洋的形态一、地球的大小

地球的组成石球水表层大气层因受自转离心力的影响，地球呈现椭球体形态。地球短半轴长6356.912Km；长半轴长6378.388Km；表面积510100934Km2；体积1083319780000Km3。第一节海洋的形态二、海陆分布

全球陆地面积148847000Km2，海洋面积361254000Km2，其分布有以下两个特性：

集中性：陆地多在北半球，海洋多位于对称性：水半球一端在南极大南半球，如上图示。陆附近，陆半球一端则在北极海附近，如上图所示。第一节海洋的形态三、海洋的大小

海洋名称面积106km2

容积106km3

平均深度m太平洋165.246707.5554282大西洋82.441323.6133926印度洋73.443291.0303963合计321.1301322.1984117北极海14.09016.9801205东海1.2490.235188日本海1.0081.3611350全部附属海39.92848.1251205大西洋（含附属海）106.463354.6793332太平洋（含附属海）179.679723.6994028印度洋（含附属海）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+印度洋面积深度容积太平洋最深，印度洋次之，大西洋最浅太平洋最多，占全海洋容积1/2以上第一节海洋的形态四、海底地形海底大致可分为大陆边缘、大洋盆地和大洋中脊三个地形单元。1.大陆边缘(continentalmargin)大陆与大洋盆地之间的过渡带，包括大陆架、大陆坡和大陆基。大陆架(continentalshelf)：海与陆地接壤的浅海平台，坡度小于0.3°。大陆坡(continentalslope)：大陆架外侧坡度明显变、陡部分，平均坡度4.3°。大陆基(continentalrise)：大陆坡与大洋盆地之间缓倾斜坡地，坡度为5′—35′。岛弧(islandarc)：大洋边缘延伸距离很长，呈弧形展布的群岛。如阿留申、千岛、日本、琉球、菲律宾、马里亚纳等群岛。海沟(trench)：大洋边缘的巨型带状深渊，长度达1000km以上，宽度大于100km。

岛弧与海沟二者常组成岛弧—海沟系。大陆边缘分两类：

一类由大陆架、大陆坡和大陆基组成，主要分布于大西洋，故称大西洋型大陆边缘；

另一类由大陆架、大陆坡和岛弧—海沟组成，主要分布于太平洋，故称太平洋型大陆边缘。2.大洋盆地〔oceanicbasins〕

介于大陆边缘与大洋中脊之间的较平坦地带，平均水深4000～5000m。3.大洋中脊〔mid—eanicridge〕

绵延在大洋中部〔或内部〕的巨型海底山脉，常发生地震和火山。大洋中脊轴常有一条纵向延伸的裂隙状深谷，称中央裂谷。第一节海洋的形态四、海底地形大西洋与印度洋海底地形图太平洋海底地形图

第二节海水的物理性质一、盐度为了表示海水中化学物质的多寡，通常用海水盐度来表示。海水的盐度是海水含盐量的定量量度，是海水最重要的理化特性之一，它与沿岸迳流量、降水及海面蒸发密切相关。盐度的分布变化也是影响和制约其它水文要素分布和变化的重要因素。盐度的定义：在1000g海水中，当碳酸盐全部变为氧化物、溴和碘以氯代替，所有的有机物质全部氧化之后所含固体物质的总数。其测量方法是取一定量的海水，加盐酸和氯水，蒸发至干，然后在380℃和480℃的恒温下干燥48h，最后称所剩余固体物质的重量。

盐度测定法根据盐度定义：操作复杂、用时长、准确度差硝酸银滴定：使用了70年之久，精确度达0.2％干燥法化学滴定法间接法密度法电导法根据特定温度下密度与盐度的关系根据电导率与盐度的特定关系：快速精确盐度测定法分类海洋表层盐度分布状况第二节海水的物理性质二、密度

海水密度是海水盐度、温度以及压力三者的函数。密度随盐度增加，温度减小、压力增加而增加，反之则减小。一般海洋环境中：温度每减小5℃时，密度則增加1，盐度每增加1psu时密度亦增加1，而压力每增加20个大气压时密度也增加1。

T—S图是观察海水密度与温度、盐度关系的最方便的工具。左图横轴为盐度，单位为PSU。暖海水降温5℃，密度增加1.2，但冷海水降温5℃，密度却只增加0.4，因此密度与温度的关系并非严格的线性关系。第二节海水的物理性质三、海水的热特性热膨胀系数随温度与压力的升高而增大，比相同状况下纯水的热膨胀系数略大；热传导系数指在垂直热传导方向横切面上于每厘米相差1摄氏度的温度梯度下，每秒通过1cm3面积的卡数。在静止海水中，海水的热传导系数比同状况下纯水略小；比热指1千克质量的物质温度升高1摄氏度所需热量。在定压下测量的比热称为定压比热Cp，定容下测得的比热为定容比热Cv

，海水的比热较纯水略小，随温度升高而减小；冰点温度海水冰点温度会随盐度增大而缓慢下降

海水最大密度所对应的温度以及海水冰点温度随盐度的变化关系第二节海水的物理性质四、海水的光学性质日光辐射进入大气层后，经层层削弱（O2、CO2、H2O吸收、散射、反射）到达海面时，一部分反射回大气层，另一部分漫射回大气层，其余部分则穿透水层表面，进入海洋内部。由于海水以及海水中悬浮物质所造成的反射、吸收与散射作用，传入海水中的光线会随深度逐渐减弱。其中除吸收作用外，其他作用仅是改变光线传播方向。散射作用可以使光柱能量变得散乱而不集中，吸收作用则将光能转化为热能或化学能，这两种作用合称为消光作用。

根据经验，对纯水和海水，太阳辐射的各种波长的消光作用在可见光谱内以波长介于0.4～0.75微米间的蓝光部分最弱，对红光消光作用最强。因此日光入射海面后，红光在较浅的水层便被吸收光了，黄光与绿光可达到较深的水层，蓝光与紫外光可穿至更深的水层，如左图所示。第二节海水的物理性质五、海水的传声特性

声波在海水中的传播速度比在空气中快，声速可用一式来表示，式中而与分别为海水密度与压缩系数。、、均为海水温度、盐度、深度的函数，故声速V亦为这三者的函数，随位置不同其值也在变化。（a）为声速随深度变化的情形，在深度为750m附近声速最慢；（b）为对应深度下海水温度、盐度垂直剖面分布图。第二节海水的物理性质五、海水的传声特性声波在海中传播时会因海水各层盐度、温度、压力分布不均而产生差异，同时海水中悬浮物质亦会对声波产生散射、吸收和反射等作用。导管效应：如果中央水层声速快，则声波会在表层产生导管效应，水面船舶声纳所发出的声波在表层可以传播很远，但却无法穿入中层海水因此形成了阴影区，如图所示

声学通道：声速随水温降低而变慢，随深度（压力）增加而变快。在海洋水层中声速有一极小值区，在此区域会形成波导现象，声波在此层中传播时不易发散，往往可传至数千公里外，可用于水下物体定位如右图所示。第三节海洋与气候一、太阳与地球

日光辐射至地球表面的平均日射量为2Ly/min（1Langley：每平方厘米面积上接受一卡的热量称为一郎勒）。在赤道上，垂直于地轴的截面积为S，在纬度为Φ处截面积仅为S×cosΦ，故太阳直射赤道时，纬度Φ处受到的日射量为赤道地区的cosΦ倍。另外，日光穿透大气层的距离也与纬度有关，因此大气的消光作用亦不相同，造成很大差异。下图为太阳系各行星大小比较图和日射量分布示意图。

第三节海洋与气候二、温室效应

日光进入大气后，部分反射回太空，大部分则穿透大气照到陆地和海洋，然后被吸收。海洋与陆地增暖向太阳发射长波辐射，另外亦经由对流与传导，结果大气因而增暖，同时再向地表与太空发出长波辐射。平均而言，热带地区短波辐射超过长波辐射，有热量剩余，高纬度地区则反之，热量亏欠。

右图为地球的热平衡，图示热量进出的各种途径。数字表示占总热流量的百分比。注意只有50%的入射热量能真正抵达地球表面，其中又有5%被反射，而只有总入射量的45%被地表吸收。第三节海洋与气候二、温室效应

人造卫星测量出的地球入射与出射热量随纬度变化情形(左图)。热量由海洋传回大气所经过的三种过程其随纬度变化情形(右图)。

大气与海洋的南北冷热比照造成空气与水的循环，生成风与海流，将低纬度地区多余的热量带到两极，使地球外表温度比照不致太大。地球上的热平衡过程可以视为一个低效率的引擎。低纬度地区﹕热源，高纬度地区﹕冷源，海洋﹕锅炉，太阳﹕燃料，热媒﹕水，工作现象﹕风与海流。大气中最重要的南北热交换过程是透过季风、颱风与热带风暴来完成，海洋中那么经由大规模的海洋环流系统来达成。第三节海洋与气候三、海洋表层海水所扮演的角色表层海水与大气间的相互作用造成了地球上的气候状况。热带地区由于强烈的日照促成增暖以及蒸发，因此表层海水温度、盐度均较高。中纬度地区，表面海水特性会随季变化较大，但仍比深层海水要暖且轻。高纬度极区海水较冷，冬季表层水温更低，海水密度增大、下沉，并与深层海水相混合﹔这也就是深层海水的来源。极区海水对全球气候影响较小，有三个原因：由于球面分布，极区面积远小于温带与热带，极区海面多覆有冰块，隔绝了海气交互作用，当水温低时，海气间热交换过程亦较慢，效率较低。海洋南北纵断面表层海水随纬度的分布情形第三节海洋与气候三、海洋表层海水所扮演的角色海洋对气候变化扮演了“稳定”作用的角色，主要是因为海洋有很大的“热惯性”。这是因为：水的比热大；光线可穿入很深；水的混合很快；水具有相的变化，潜热很大。水的比热约为土壤的五倍，因此参加或移出同样的热量，土壤就比水要快五倍，故地表易有大的温差。其次，土壤透光性差，日照热能便集中于地表，但水中那么可穿透相当厚的水层，故地表增温快。表层降温时，水会产生对流，故温差不大。水的潜热亦促使蒸发时吸热，凝结时放热，和增、减温过程正好相反，因此可相对保持稳定。极区结冰与融冰的过程亦有类似效应。不过，冰块也造成隔绝作用，使海洋无法影响到上层的大气。第三节海洋与气候四、水的相变与气候的关系

白昼或夏季时，水的蒸发作用会吸收热能，因此可减缓气温上升。全球从海洋传入大气的热能中，约53%是经由蒸发作用输送的。在夜间或冬季，当水汽凝结时会释放热能因此可减缓气温下降的幅度。全球平均每年大约从海洋蒸发了0.97m的水份，其中有0.88m经由降水直接返回了海洋，其余0.09m的水则降在陆地，再由迳流返回海洋。陆地上降雨超过蒸发，其原因有：陆地上水域面积小，故蒸发量本就小；陆地日夜以及季节温差大，多达15～25°C，有利于水汽凝结；陆地地形高低起伏大，因气温随高度递减，故山坡迎风面水汽易凝结而多雨。

全年平均蒸发量(E)与降水量(P)随纬度的变化情形如上图；海面盐度S与蒸发降水之和E–P随纬度的变化情形第三节海洋与气候四、水的相变与气候的关系

气流爬坡可形成地形雨，下坡则可形成焚风

大气层中水汽含量虽小但却蕴涵了大量的热能，对气旋发展提供了热力来源。右图所示，上升气流促成水汽凝结、降水，释出潜热，加热空气，使上升气流加强，促进气旋发展。第三节海洋与气候五、全球风系

赤道地区空气受热上升，极区空气因冷下沉，前者在纬度30°附近下沉，后者则源于纬度60°处上升的气流。如此则在经向剖面上形成了三胞形状的垂直环流构造。大气环流的三胞构造(左图)以及对应风系状况示意图(右)

在30°下沉的气流，向南吹时因地转效应偏向形成东风﹔向北吹者那么偏向形成西风。在极区下沉的气流，向南吹时亦偏向形成极地东风。如此构成了全球海面主要的风系分布情形，这种环流构造受海陆分布的影响也很大。冬季，大陆较冷，空气流往海洋，受地转偏向后便是冬季风﹔夏季，大陆较热，空气由海洋吹往内陆，形成夏季风。第四节海流一、水团

研究海水特性时常将某点各不同深度的海水温、盐资料一起绘在一张T-S图（横轴为盐度，纵轴为温度）上，分析温盐点的散布情形可以帮助我们判断这些水体源自何处。如果许多温盐值大致集于一处（最理想情况下会聚于一点），那么这种分布的意义就代表水柱中有相当厚的一层，其温度与盐度都呈均匀分布的海水，这个水体就称为“水型”(WaterType)。我们可以想到：水型能够生成所隐含的意义是自然界中会有一些比较孤立的水域，当某种特殊环境状况在此能够维持比较久的时间时，这片水域的海水经过不断的混合后，会形成温、盐值均匀一致的水体。当水型离开源区后，不免将与外界的海水再发生混合作用。在二不同水型相互混合时，各不同阶段混合水的温盐值在T-S图上的分布均为一直线。海洋学上将T-S分布为直线的水体称之为“水团”(WaterMass)。换言之，水型多仅存于源区，离开源区后的水型即是水团。典型的海水温盐分佈图根据大西洋三个观测站绘制的温盐垂直分布图第四节海流二、海流运动时所受的驱动

表面海水可被风推动，深层海水则可受重力推动。海水一旦流动后，将受固体边界、科氏力以及压力梯度力等控制。科氏力：地面上的物体随地球旋转，如物体相对于地面能保持静止不动，表示物体的切线速度与地表一致。地表的切线速度随纬度增大而递减，故北半球的物体向北运动时其原有的切线速度大于新到达地点的，因此运动时将向东偏。反之则向西偏，即向右偏。在南半球物体则向左偏。总之，因地球自西向东旋转的原故，物体运动时所受的偏向力，称为科氏力。

厄克曼螺旋：当风吹掠洋面时，风对海面就施加了一股顺风向的拖曳力（风应力），将造成表层海水流动，海水流动时又产生科氏力，因此流向会偏向风向的右侧。上层水流运动时又会拖曳下方流体运动，而下层流向也稍偏右。如此一层牵引一层，水流流向由水面向下呈现螺线型态的旋转构造，此种构造即称为厄克曼螺旋，而这种现象叫做厄克曼效应。海洋上层在风力作用下水流速度的垂直分布会发展出呈现螺线状的构造，如右图所示。第四节海流二、海流运动时所受的驱动压力梯度力：因压差而产生的力，作用方向为由高压指向低压，大小则与压力梯度呈正比。这个作用力也可以推动水流运动。相邻的水柱如果密度的垂直构造不一样，那么水柱的重量不同也会产生压力梯度力。地转流：如果有某种原因造成某处海面较高，那么在其水面下同一水平面上的压力分布便不会均匀，因此就有压力梯度力，将推动水质点由高压流往低压；水一流动科氏力便立即作用而促使流向偏右，最后形成水流方向与压力梯度力方向垂直，面随流向高压在右（北半球），此即地转流。涌升流(Upwelling)与沉降流(Downwelling)﹕经由厄克曼效应可以促成海面抬升或下降。例如气旋型风场所造成的厄克曼搬运均为离心方向，因此气旋中心处水位较低同时必需要有下层海水流向上层来补充，这就是涌升流。反之即为沉降流。同理，沿岸地区在适当的沿岸风向时也会形成涌升流与沉降流。第四节海流三、海洋上层的大尺度海流

假设有一个理想的海洋，低纬度吹东风，中纬度为西风，高纬度为极地东风。由于厄克曼效应，我们预期赤道附近水位会降低，有涌升流；中、低纬度间为沉降流，水位堆积隆起；高纬度地区则为涌升流，低水位。如此就构成了大洋的主要环流系统。但由于科氏力所造成的偏向作用在赤道附近最小，纬度愈高作用愈强；另外在中纬度西风带与低纬度东风带之间的大洋里，厄克曼效应所造成的水位堆积生成反气旋型（北半球为顺时钟向）环流，因此位于环流北侧的东流水向南偏向较多，而位于南侧低纬度区的西流水则向北偏向较少；整体平均后即可得出大洋反气旋环流区内的平均水流将偏向赤道地区流动。下左图为在一个理想的海洋中，海洋风系以及风生海流的分布情形。大洋反气旋环流区内那些流向低纬度地区的海水又会再随著西向海流（北赤道洋流或南赤道洋流）向著大洋西边汇集，最后在海洋西侧大陆边缘汇集形成强劲的、流向高纬度地区的西方边界流（黑潮、湾流），这个现象亦称为西方强化，是物理海洋学中关于海洋环流理论的重要部份。第四节海流三、海洋上层的大尺度海流赤道反流(Equatorialcountercurrents)、赤道潜流(Equatorialundercurrents)

贸易风(东风)在气象赤道南北两侧风力较强，但在赤道上由于气流辐合、上升，风力微弱，称为赤道无风带。因此西向的赤道流在气象赤道南北最强，而沿著气象赤道则流速较弱同时海面为辐散状态。贸易风会造成水位在大洋西侧抬升（因陆地阻挡），形成西高东低的水位分布（每1000千米约差4cm，大西洋东西两侧相差约15cm）。这种水位分布便会推动一部份海水沿著气象赤道由西向东下坡流动，这就是赤道反流。此外，另一部份海水会在表层以下以潜流方式向东流动，这就是赤道潜流。太平洋中的赤道潜流又称为克伦威尔海流。这海流厚约200m，宽约300km，最大流速高达5.56Km/h以上，轴心位置约在海面下100m，流量很大。

赤道流、赤道反流以及赤道潜流的立体示意图第四节海流三、海洋上层的大尺度海流太平洋流系、大西洋流系、印度洋流系

第四节海流四、深层海流

表层海流由风推动，深层海流则由重力所推动，重的水沿坡度下滑流动，流速很慢，往往每年仅数十公里。深层海流流速虽慢，但流量却很大，对海洋的整体循环非常重要。深层海流流速慢，因此地转偏向效应对深层海流很大，在北半球重的海水会沿流向的右侧堆高（即顺著流向重水在右），深层海流也会形成西方边界流，但其流向则与表层海流方向相反。除了在隘口、谷道等地区外，一般而言深层海流流速很小，难以直接测量，因此多根据水团特性来研判其流动状况。

深层海流流速较慢，因此非常趋近于地转流，如右图所示，在北半球重的海水会向着流向的右侧海盆边缘堆高右图为北大西洋的海底地貌以及北大西洋深层水的流径(图上箭头所示)第四节海流四、深层海流

海洋中的底层海水系源自于极区海域。底层水的最重要来源是南极的威德海以及罗斯海水域。这儿的海水是南极绕极水(AACP)以及附近大陆棚海水的混合体。冬季时，由于冷却以及结冰作用，此处海水密度可增至27.96以上，这种高密度的海水无法长久停留在浅海地区，会沿着大陆棚边缘下沉直至深海海底，随后再向北、向东扩展，这便是南极底层水(AABW)。此外，北极海区冬季时也理应生成类似的底层水，可由于北极海为陆块以及海槛所围绕，生成的底层水无法流出。不过，几条主要的表层海流均在格陵兰南方水域汇集，这种汇集迫使海水下沉。另一方面，当这些海流汇集，海水相混合时会发生“混合增密”现象，混合水密度增大更易下沉。这股水团称为北大西洋深层水(NADW)，由北往南流，水量很大。

混合增密现象将两种不同温、盐值但密度相近的海水充份混合后，混合水的温、盐值将为二者的平均但密度则会增大，此现象称为混合增密作用，是海水一种很有趣的物理特性。如图有A、B两种性质不同的海水，将A与B以1:3之比例混合后，混合水之密度将比原先增大。第四节海流四、深层海流

北大西洋深层水(NAWD)流过赤道后继续向南流，与南极绕极水(AACP)相混合产生一个新的水团─普通水(CW)，普通水随南极绕极流流动，然后从好望角附近流进印度洋，绕过澳洲与纽西兰后流入太平洋，构成这两大洋深层与底层水的主体。以上这四种水团─AABW,AACP,NADW以及CW是各大洋中停留在最深层以及水量最大的深层水团。在南极大陆外围由西向东流动的是由西风所驱动的南极绕极流，而在南极绕极流的北界则为南极辐合带。南极绕极流与南大西洋表层海水在南极辐合带相遇，双方混合后便生成南极中层水(AAIW)。南极中层水厚约500m，中心在800～1000m深处，水温2～3°C，盐度34.2，系由40°S向北延伸，在大西洋AAIW甚至可越过赤道，在其它二洋则在赤道以南即被挡住。北太平洋的中层水则是由西北太平洋高纬度海域的表层与次层海水经垂直混合所生成的。此外，大西洋中尚有由地中海经直布罗陀海峡流出的高盐份海水─地中海水团(MW)，是早期研究大西洋中层海流系统的重要参考指标。第四节海流四、深层海流(a)图为沿大西洋南北纵断面上几种水团的分布情形。(a)(b)图为沿东太平洋南北纵断面上几种水团之分佈情形。(b)

第五节海洋波浪一、波浪的性质什么是波？1.波必须是周期性或近似周期性的运动；2.波必然牵涉到某种性质的传播，而非介质本身在运动。涟漪、风浪与涌浪：周期分别为<1秒，0.2～10s，10～30s。海洋中各种波浪的能量密度按照频率大小依序排列的分布情形如图(波浪能谱)。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

处的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。当波长小于1.74cm时，外表张力效应起主导作用，这种涟漪小波(外表张力波)具有圆形波峰以及V型波谷。如上图所示，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那么变圆的形状，当锋利度到达1/7或以上时波形就无法支撑而发生碎波。第五节海洋波浪一、波浪的性质内波海水密度的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，其周期与水体的密度分层状况有关。海啸由海岸或海底地震造成海床垂直移动所产生的波浪。由内波所造成的海面波痕由海底地震造成海啸波的示意图

第五节海洋波浪一、波浪的性质荡漾在海盆或海湾内部产生共振现象的低频波动。惯性重力波当重力波所引起的水质点运动受地球自转效应影响时，则此种重力波为惯性重力波。行星波周期很长，波长也很长的波动，例如高空气流线所显示的波动以及造成黑潮或湾流呈蜿流时的波动均是。潮汐波海面因潮汐所呈现的水面起伏，宏观来看，是海洋中最长的长波运动。图为北半球500mb等压面上的等高线(细线，相当于气流线)分布情形，显示一个简单的全球四波构造。图上粗线为500mb面与极锋的交界，此外地面锋系也标注在图上。右图为在北半球的一个海盆中，潮汐涨落所产生波动的示意图。潮波会绕着无潮点以反时钟方向旋转。第五节海洋波浪一、波浪的性质与波形及波浪性质相关的名词波峰(Crest)：外观波形的最高点。波谷(Trough)：二波峰间最凹部份。波高(Waveheight)：任一波峰与其相邻波谷间的垂直距离，以H表示。代表波高(Significantwaveheight)：也有人采用日译，称为“有效波高”，即海面上某瞬间，或是某点长时间连续观测，所有波高中选取最大的1/3组平均后所得到的数值，以H1/3

或Hs表示。据统计，Hs与海员目测的波高值甚为接近。波长(Wavelength)：波面上任意一点与其随后波形上对应点之间的水平距离，例如二相邻波峰间的距离，以L代表。波锋利度(Wavesteepness)：波高与波长的比值H/L，当此值过大时(>1/7)波便会崩溃破碎。静水位(Stillwaterlevel)：海面的平均水位，或是无波浪作用时的水位。振幅(Amplitude)：波面最高点至静水位的垂直距离，或是波高值的一半。周期(Period)：在一个固定点观察一个完整的波形通过所需要的时间，以T表示。频率(Frequency)：周期的倒数，通常以f表示，f=1/T。波速(Wavespeed)：又称为相速度(Phasespeed)，是外观波形移动的速度。第五节海洋波浪一、波浪的性质与波形及波浪性质相关的名词波群(Wavegroup)：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，波高又再度减小，这种成群的波列即称为波群。群速度(Groupvelocity)：波群移动的速度，也是波能传播的速度。深水波(Deepwaterwave)：水深比一半波长(L/2)深时称为深水波。浅水波(Shallowwaterwave)：水深比L/20浅时称之。

船的运动产生的波群自由波(FreeWave)：当波浪能不受外力影响而保持自由传播状态的称为自由波，例如涌浪、海啸等。强制波(ForcedWave)：波浪持续受到外力作用，例如风浪、潮汐等。行进波(Progressivewave)：外观波形以特定速度行进的，成为行进波。驻波(Standingwave)：外观波形并无明显的移动趋势，各点仅有水面上下起伏的波。水槽内的驻波：一个周期内的五个瞬间第五节海洋波浪一、波浪的性质与波形及波浪性质相关的名词界面波(Interfacialwave)：发生在二不同性质流体界面上的波动，例如空气与水交界面上的水面波。内波(Internalwave)：当流体内部密度垂直分布呈现层化构造时，流体内部也会出现波动。例如天空中常出现的带状透光高积云或是卷积云，便是高空气团流经下层另一种气团时所产生的波动，有云处为上升气流，无云处则为下沉气流。又如搭乘飞机时不免遭遇晴空乱流，飞机颠跛上下犹如船行波面，这些晴空乱流多是大气中的内波。又如在海边高处向海面眺望，常见海面水色相异处呈带状分佈，或是海面漂浮物呈带状分布，这些多表示水面下有较强的内波运动。

左图晴空常见的高积云便是内波产生的；右图当轻(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。如右图(b)，船行这种水域，往往因为产生内波的尾迹而损失能量，致使船速变慢，早期由于不理解此现象因此造成船员恐慌，称此为死水(DeadWater)。水下内波可以使近海面的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)。第五节海洋波浪一、波浪的性质与波形及波浪性质相关的名词波浪叠加：不同频率、不同方向传播的波浪彼此可以是不相干的。实际在海面上观看到的混乱波浪场便是由许多大小不等、方向与频率各异的波浪所叠加而成。叠加过程并不妨碍波浪场各组成份子(成份波)彼此的独立性。奏点(Beats,orantinodes)与节点(Nodes)：波浪叠加成为驻波后，水面振动起伏最大处称之奏点，而水面振动起伏最小处则为节点。缘波(Edgewaves)：波浪斜射边界，入射波与反射波相叠加形成沿著平行于边界方向传的波称为缘波。

由图(b)可见波浪叠加可以是建立性，破坏性或是以上二者的混合型；图(a)为驻波的奏点和节点；图(c)波浪斜射边界，入射波与反射波相叠加形成沿著平行于边界方向传的波形称之为缘波。(a)(b)(c)第五节海洋波浪一、波浪的性质与波形及波浪性质相关的名词表面张力波(Capillarywaves)：波长很短（小于2cm）的波浪主要受表面张力控制，波长愈短波速愈快。表面张力波对海洋遥测很重要，对海气间气体交换过程也很重要（与气泡生成之机制有关）。

各种表面张力波荡漾(Seiches)：或称港池荡漾，在边界受限制的水体〔如港湾〕内，波浪进入后会发生重复反射形成复杂的驻波型态，各处海水有节奏地上上下下或此上彼下，这种现象称为荡漾，而振动的频率那么为港池的共振频率，建构海港需防止此问题。茶壶里的荡漾第五节海洋波浪二、波浪的运动波速、色散现象：对重力波而言，波长愈长波速愈快，水深愈浅波速愈慢。当水深大于一半波长时，波速C=1.25L1/2，式中C之单位为m/sec，L则为公尺。当水深小于1/20波长时，波速仅与水深有关，其公式为C=3.13d1/2，式中d为水深，单位为m。

重力波波速与波长深度的关系由于不同波长的波浪其传播速度并不一样，因此同一波源所产生的各种不同频率波浪在向外传播时会发生别离的现象，此即是色散现象(Dispersion)。例如颱风气在远海，但长涌已先至海滨；又如向水中丢石块产生圆形重力波，外缘为长波，内侧波长较短。水中丢石产生波的色散现象第五节海洋波浪二、波浪的运动折射：同一频率的波列传播时，因波速快慢不一（受波长或水深作用）导致波射线发生弯曲称为折射。反射：波浪前进遭遇固体边界时，为满足水流只能平行于边界面运动的限制，于是会产生向相反方向传播的波浪，这就是反射现象。波浪向岸传播时受水深不均匀影响发生折射现象绕射：当波浪前进遭遇物体局部阻挡时，从物体侧方通过的波浪也会产生侧向波传至被物体遮挡的水域，此即绕射现象。波浪绕射状况第五节海洋波浪二、波浪的运动水分子轨迹﹕深水波的水分子轨迹呈圆形，浅水波则为椭圆形。下图为在波浪作用下，水分子的运动轨迹，自左至右分别为浅水、中间水深以及深水情况下的轨迹形状，图中的h为水深，k为波数，k=2π/L。波浪动量：在波峰与波谷之间的区域，有时有水，有时则全为空气。将此区域平均后可发现水分子整体是朝著波传的方向流动，物理上质量乘以速度即为动量，上述平均动量称为波浪动量，波愈大则波浪动量亦愈大。波浪动量对海岸动力学有很重要的意义。波群：波列通常成群向外传播。最明显的波群实例包括船波以及将石头投入静止水面后所形成的圆形波均是。每一波群内可能含括了很多个外观波形，这一群波有时又统称为一个波包(Wavepacket)，波包移动的速度即为群速度，也就是波浪能量传播的速度。波浪的群速度与外观波形移动的速度〔相速度〕不一定相等，二者相等的称为非离散波，否那么为离散波。水很浅时离散波那么近似于非离散波。深水重力波的群速只是相速的一半，所以随著波包移动时会看到波包内的外观波不断由波包前方冒出来，然后向前移动，抵达波包前缘时又自行消失。然而，深水外表张力波的群速却大于相速，因此随著波包移动时会看到个别波形会由波包前端生出，然后向后移，抵达波包后端时又自行消失。波浪预报大波浪抵达的时间需根据群速度来计算。以下图为两组波长稍微不同的波相叠加以及叠加后形成波群的情形。第五节海洋波浪三、波碎波浪为何会碎？当波峰附近的水粒子向前运动的速度比波形移动(相速)还要快时，波浪便碎了。当波面上水分子在垂直方向上的加速度大于重力加速度时，水分子便会脱离波面，波浪也会碎了。发生碎波未必限定在海滩上，深海一样有碎波(白浪滔滔就是描述碎波的海面)。尖锐度是显示波浪是否稳定的一个重要参考指标，水无法支持波浪的尖锐度H/L高于1/7，当水波的尖锐度接近此值时，波便破碎了。这是因为水粒子运动速度大小(除以相速后)正比于此值，尖锐度大表示水粒子速度快，所以容易不稳定。波浪进入很浅的水域后，波速将与水深(波形的高度与静水位之和)的平方根成正比，因此波峰移动得比波谷更快，最后形成”水墙”状扑向海岸，波浪学上称这种”水墙”状波形为”段波”或”水跃”，众所周知的如钱塘江涌潮，海滩上所见的碎波也是一例。

第五节海洋波浪三、波碎碎波的种类一般所见的碎波主要呈现三种型态，即溢出型(Spillingbreakers)、崩捲型(Plungingbreakers)以及崩塌型(Surgingbreakers)。在缓滩面上，波浪破碎后还可能再演变生成许多组新的波列继续扑向海岸。溢出型碎波崩捲型碎波崩塌型碎波第五节海洋波浪四、风浪南唐冯延巳有词云：“风乍起，吹皱一池春水”。可见古人早知风与浪具有密切的因果关系，但风浪生成、发展、衰减的完整理论迄今犹在发展中，尚未达到完善的境界。风浪成长受风速、风域以及吹风延时等三项主要的外在因素的影响。在其发展过程中又与不同频率波浪发生能量交换而相互影响，因此波高渐渐增大而波长也渐渐增长。风浪与涌浪分布示意图在稳定风情况下不同风域所观测到的风浪能谱第五节海洋波浪四、风浪风浪预报法则

蒲福风级表下列诸图所示的是英国海军上将蒲福(AdmiralSirFrancisBeaufort)于1806年所订定的蒲福风级(BeaufortScale)，在1838年采用时蒲福风级仅有十二级，目前已细分至十七级。第五节海洋波浪四、风浪风浪预报法则

右表为十七级风所对应的风速与可能的波高范围。蒲福风级名称风速浪高(m)名称风速m/s浪高(m)可能波高最大波高0无风-1以下0-0.2--1软风微波1-30.3-1.50.10.12轻风微波4-61.6-3.30.20.33微风小波7-103.4-5.40.61.04和风小浪11-165.5-7.91.01.55清风中浪17-218.0-10.72.02.56强风大浪22-2710.8-13.83.04.07疾风大浪28-3313.9-17.14.05.58大风巨浪34-4017.2-20.76.07.59烈风猛浪41-4720.8-24.47.010.010暴风猛浪48-5524.5-28.49.012.511狂风狂涛56-6328.5-32.611.516.012飓风狂涛64-7132.7-36.914.016以上13飓风狂涛72-8037.0-41.414以上16以上14飓风狂涛81-8941.5-46.114以上16以上15飓风狂涛90-9946.2-50.914以上16以上16飓风狂涛100-10951.0-56.014以上16以上17飓风狂涛109-11856.1-61.214以上16以上第五节海洋波浪四、风浪风浪预报法则

SMB波浪预报图表第五节海洋波浪四、风浪风浪预报法则

波浪模式现代波浪预报采用第二代或第三代波浪模式，以数值方法根据预测风场计算预测波浪大小。右图即为西北太平洋波浪预报图。第五节海洋波浪五、内波如果流体的密度在垂直方向分布不均匀（但需为稳定状态），则在流体内部运动惯性和浮力用波动型态达到动态平衡状况，这种运动便是内波。潮汐周期的内波运动称为内潮。下面左图为在两层流体中，内波行进波所产生的流线以及水质点轨迹；右图为海面上因内波所引起的复杂条纹。

波浪模式海啸演示动画第六节潮汐一、潮汐现象潮汐是海水受天体引潮力作用而引发的周期性流动和升降现象；海面上升达最高时，称为高潮(Highwater)；海面下降至最低时，称为低潮(Lowwater)；由低潮至高潮的期间，称为涨潮(Flood)；而由高潮至低潮的期间，则称为落潮(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时间，称为潮汐的周期(Periodoftide)；高潮与低潮的海面高度差称为潮差(Tidalrange)；纽约港1934年6月29-30日的潮位记录淡水港由1996年1月8日至5月9日的潮位记录第六节潮汐一、潮汐现象潮差大小和月亮盈亏有关。朔望后一二日，潮差最大，称大潮(Springtide)(见下图)在上下弦附近，潮差最小，称小潮(Neaptide)。

图为纽约、西雅图以及洛杉矶三地潮汐曲线与月相以及日、地、月在天球轨道上相关位置的关系。第六节潮汐一、潮汐现象每日出现两次高潮以及两次低潮的称为半日潮(Semi-diurnaltide)；出现一次的则称为全日潮(Diurnaltide)；每日涨落潮的时间以及低、高潮的海面高度并非固定不变，这种现象称为周日不等。周日不等现象主要是由于天体在地面的直射点偏离地球赤道（赤纬）所引起的。当赤纬为零时，周日不等甚小，称分点潮(Equinocticaltide)；(参看上页左图所示洛杉矶的潮位曲线，赤纬为零-即图上标注E处，潮型为半日潮，周日不等甚小)。当赤纬最大时，周日不等最显著，称回归潮(Tropicaltide)。注意看图上标注N与S处，当地潮型变成了全日潮，周日不等最显著；台湾高雄港潮位曲线所显示的周日不等现象某一地点，发生高潮或低潮的时刻与月球经过中天时刻的时间差，称为潮汐间隙(Tidalinterval)，因此可得出高潮间隙(Highwaterinterval)以及低潮间隙(Lowwaterinterval)；每月朔望的大潮均发生在朔望后一、二日，这段延迟的时间称为潮龄(Ageoftide)；朔望大潮的高潮间隙则称为候潮率(Establishment)；

第六节潮汐一、潮汐现象潮汐引发海水面上下运动，同时也会造成海水流动，这种周期性的海水流动称为潮流(Tidalcurrent)，其周期和潮汐一致。涨潮时的潮流称为涨潮流(Floodstream)，落潮时的潮流则称为落潮流(Ebbstream)。潮流受地形的影响很大。在海湾内所测的潮汐与潮流，注意潮位值负值，这是因为零位基准是以平均低潮位(MeanLowerLowWater，MLLW)为准。潮流与潮位有90°相差，低潮与高潮时流速最小，每间隔六小时流向变化一次。潮流受海岸地形影响的情况。第六节潮汐二、引潮力

月球能稳定地绕地球公转，是因离心力与引力相平衡。讨论月、地系统时暂不考虑地球自转。月、地系统的质心在地球内部，与地心的距离约为地球半径的四分之三，因此月球绕地公转时地球也整体绕此质心回转，但地球上各点转动的轨迹稳定，故所受离心力相等，但引力则近月处较大，远月处较小，方向均指向月心。因此，离心力与引力的合力在地球上不一致，如果地表为水体则将受此合力影响形成椭球体，长轴方向将指向月心，此椭球体形状造成地表水位起伏。又因地球自转，故各点每日会经历海面升降起伏变化。这就是牛顿平衡潮理论的要义。(A)当月亮在观测者天顶时为高潮(太阴时为0)；(B)6小时后，观测者随地球自转至图后，当地为低潮；(C)又6小时后(12太阴时)，观测者又转至高潮区内，但潮位较(A)之高潮位低；(D)在6小时后(18太阴时)，观测者再转至低潮区，6小时后又重覆(A)之高潮位。第六节潮汐三、陆块与科氏力的效应Kelvin波、无潮点

图为在北半球的一个海盆中，潮汐涨落所产生波动(Kelvin波)的示意图。潮波会绕着无潮点以反时钟方向旋转。同潮时线(Cotidallines)以下图为全球海洋的同潮时(Contidal)图。图中数字表示小时，0为月球正好通过格林威治子午线，注意潮波在北半球海盆中为逆时针方向旋转，而在南半球海盆中为顺时针方向旋转，旋转中心那么为无潮点。第六节潮汐三、陆块与科氏力的效应浅水效应、共振现象潮波传入浅水后，因水变浅潮波能量密度增大，因此潮差会增大。另一方面海底摩擦作用也会增强，对潮波有衰减的作用，水浅也使潮波波速减慢，波长变短（左图）。如果海峡或海湾长度接近潮波1/4波长时，则会发生共振，潮差更大(右图)。第六节潮汐三、陆块与科氏力的效应

全世界潮差最大之处位于加拿大NovaScotia的芬地湾(BayofFundy，见下图)，当地最大潮差高达15m以上，就是因为地形和共振的缘故。芬地湾内一个小港湾在高、低潮时所呈现的对比情形

第六节潮汐三、陆块与科氏力的效应缘海以及地中海的潮汐欧洲地中海与大西洋之间只有一道狭窄的直布罗陀海峡相连，地中海内水域面积不大，无法与天体引潮力产生共振，大洋潮波由直布罗陀海峡传入后很快便散开了(折射、绕射)，因此地中海内部潮差很小，几乎不易察觉，是以罗马帝国在扩展到大西洋滨后才认知到海洋潮汐现象。基本上，缘海以及地中海并无法受天体引潮力直接作用产生潮汐，只有大洋的海盆具有足够的水平尺度能使潮波在盆内产生共振(在大洋中潮波的典型波速约为每小时750km，因此要吻合使日、月全日周期引潮力所引发的潮波产生共振，那么海盆的长或宽度就必须为8000至9000km，只有大洋海盆才能达到此要求)，因此缘海以及地中海的潮汐均由大洋潮传入所引起的。大洋潮波传至陆棚区后因为地形浅化效应，波速变慢，波长减小，潮差加大，另外受地形影响也会发生折射与绕射作用，海底磨擦作用则加强能量损失。第六节潮汐三、陆块与科氏力的效应黄海、东海以及台湾附近海域半日潮同潮时(Cotidalline)以及同潮差线(Co-rangeline)的分布情形美国乔治亚大学海洋科学学院使用BlumbergandMellor的POM模式所计算的上述海域潮波传播以及潮流变化分布动画图(单击图片观看动画)，图中红色部份为水位最高处(高潮)，蓝色那么为最低处(低潮)，注意看潮波由太平洋传上东海陆棚后发生的变化，首先潮差在接近海岸时会逐渐增大，其次那么是东海陆棚上向西北方向传播的潮波，在接触到浙江海岸时(约在温州附近)似乎又分出了一股顺著海岸向南传播的潮波，后者与台湾海峡的地形发生作用，造成台中至福建湄洲一带潮差较大。用POM模式所计算的潮波等相位线(实线)以及等振幅线(虚线)其分布情形。第六节潮汐三、陆块与科氏力的效应内潮(Internaltide)

水面潮所引起的潮流运动与海底地形发生作用，造成等密面在水平方向上不均匀分布，潮流速度改变时造成不稳定便产生了内潮。

第六节潮汐四、潮汐预报预报法则

任何复杂的波形曲线均可用许多正弦曲线叠加合成—Fourier理论。波浪、潮位皆如此，潮汐曲线的正弦曲线分量称为分潮(PartialTides)。根据天体引潮力分析，潮汐最主要的七个分潮周期分别为：太阳全日周期变化，其周期为24小时(平太阳时)；

太阳半日周期变化，其周期为12小时；

月亮全日周期变化，其周期为24小时50分；

月亮半日周变化，其周期为12小时25分；

太阳年周期变化，周期为1年，反映地球与太阳距离之年变化以及地球自转轴相对于太阳之角度变化；

朔望月之变化，周期为29.5天，反映月球与地球距离之月变化以及地球自转轴相对于月亮之角度变化；

月球交点西退所引起之变化，其周期为18.6年。将潮位记录中各个组成分潮的振幅以及相位角求出后便可重新组合以进行预报工作。第七节浅水海洋学一、浅水海洋学的范围浅水海洋学研究的范围涵括了海、陆交界处的种种自然现象。这个地区也是人类在海洋上活动最多的地方，许多现象均与民生有关。首先讨论海滩，其次则为沿岸输沙过程、近岸水流以及河口环流。

第七节浅水海洋学二、海滩海滩指由波浪所携带的沉积物质在水陆交界处形成的堆积场地的统称。狭义上则指低潮线与海岸线之间的范围，即波浪所挟带沉积物能达到的最高极限区域。海滩一词多用于海洋工程方面，而狭义的海滩在地质学上称为海滨(Shore)。海滩可分为三区：后滩(Backshore)、前滩(Foreshore)与外滩(Offshore)，取决于滩面高度是否后滩高于高潮位、前滩介于高与低潮位之间以及外滩低于低潮位。下图为一个典型的海滩断面，显示各种地形构造。第七节浅水海洋学二、海滩通常在海滩上触目所见的物质不外乎沙、泥、砾石、大大小小的圆石、碎板岩或是岩石等。其中大型的沉积物质多半是源自本地，细粒沉积物则可能源自远处，经由河流、沿岸海流搬运而来。然而，沙为何会留在海滩上呢？这牵涉到两种不同的动力作用，均和波浪作用有关。(1)在激浪区以外：波浪在未达到碎波状态时，浪头下的水粒子轨迹呈现椭圆形，外滩上海底的沙粒在波峰抵达前，当波浪造成的水流速度加快到某一极限值时，沙子便会被带离海床，然后随著波峰向前流动的水流一同冲向海岸，当波峰通过后水分子速度变缓时沙又重新沉降回海底，此过程可造成沙粒逐步跃向激浪带。下图为沙粒随入射波浪向前跃进情形的示意图。第七节浅水海洋学二、海滩(2)在激浪带内，波浪已破碎，水分子随着一波波碎浪呈现往复性运动，海床上的沙粒亦然。下图为在碎波带外沙粒随著一波波的海浪向岸跳跃，碎波后沙粒随着冲流涌上海滩，再随回流退回的示意图。第七节浅水海洋学二、海滩(3)当激浪扑上海滩时，整片的海水以及白沫均沿著滩面斜坡上溯，称为冲流(Swash)。这些冲上滩面的海水，有部份会沿着坡面直接退回，称为回流(Backwash)，其余部份则渗入沙中再从沙粒隙缝渗流回海。激浪带近岸处的沙粒会随著冲流涌上海滩，也会随着回流再退回海中，激浪带内沙粒在垂岸方向上的净输送量取决于冲流与回流这两种作用何者重要。当波浪不很大时(a图所示)，大部份冲流会渗入沙中，致使回流水很弱，而原先随冲流上溯的多数沙粒就沉积在滩面上，因此平阶会向海伸展而显得较广。另方面，当波浪作用强烈时(b图所示)，海滩在汹涌波涛作用下沙中含水已达饱和，此时冲流水无法渗入沙中，上溯水流均依靠回流退回海中。由于沙粒上溯后沉降，随回流沿坡面退下海滩时，比重加大而在滩面上形成重力流（类似土石流）加速下滑，更增加退回海中的沙量，所以在大风浪状况下海滩将被冲蚀，而平阶地形则向海岸退缩。(a)(b)

第七节浅水海洋学三、沿岸输沙过程波浪与沿岸流(Longshorecurrents)联合作用下，使激浪带内海床上的沉积物发生沿岸方向上搬运的现象称为沿岸输送(Longshoretransport)或是沿岸输沙(Littoraldrift)。沿岸输沙过程和波浪作用有非常密切的关系。当波浪斜射海岸时，碎波后波峰线未必能平行于海岸，此时碎波带与海滩间的海水以及所携带的沙粒将沿著海滩以锯齿状的路径移动，如下图所示。第七节浅水海洋学三、沿岸输沙过程

沿岸流(Longshorecurrents)

当波浪扑向海岸时，除非波峰线完全与海岸平行，否则就会产生沿岸流。沿岸流主要局限于激浪带以内。如前所述，当波浪行进时，波