1、海水的运动海水运动的形式主要是波浪、潮汐和洋流。（一）波浪波浪就是海水质点在它的平衡位置附近产生一种周期性的振动运动和能量的传播。波浪运动只是波形的向前传播，水质点并没有随波前进，这就是波浪运动的实质。这是由于水质点同时受到动力和复原力这两个互相垂直的力共同作用的结果。动力，如风力、潮汐、地震或局部大气压力的变动等，使水质点产生水平位移。复原力（物理学称为弹性力） ，如重力、水压力和表面张力等，使水质点恢复原位。因此，水质点在动力的作用下产生水平位移的同时，受复原力的作用有恢复原位的趋势而产生垂直运动，这样水质点便沿着上述两个力的合力方向运动的结果，便在它的平衡位置附近产生了一种周期性的圆周运
2、动。而运动着的水质点又将它所获得的能量依次相传，于是连续的“能流”就随波前进。故波浪只是形状的前进，水质点并没有随波前进。1波浪要素波浪的大小和形状是用波浪要素来说明的。波浪的基本要素有：波峰、波顶、波谷、波底、波高、波长、周期、波速、波向线和波峰线等（图 533） 。波峰是静水面以上的波浪部分。波顶是波峰的最高点。波谷是静水面以下的波浪部分。波底是波谷的最低点。波高 h，是波顶与波底之间的垂直距离。波长 ，是相邻波顶（或波底）间的水平距离。周期 ，是相邻波顶（或波底）2波浪分类波浪的种类很多，这里介绍几种主要的分类方法：（1）按成因分类风浪和涌浪：在风力的直接作用下形成的波浪，称为风浪；当风
3、停止，或当波浪离开风区时，这时的波浪便称为涌浪。两者的性质、波形、波高与波长、波速等都不同。风浪的性质属于强制波，其波形的轮廓和余摆线差别大，波峰尖陡，波谷平广，海面凹凸不平，此起彼伏；其波高较高，波长较短；波速较慢，最大仅达 4050kmh。而涌浪的性质是属于自由波，其波形的轮廓和余摆线较接近，波峰圆滑，海面较规则，波浪呈一排排的样子，其波高较矮，波长较长（可达 500m 至 600m，甚至 800m 以上） ，波速较快，每小时能达 100 多 km，故可以比风速大，可利用它来预报台风或风暴。内波：发生在海水的内部，由两种密度不同的海水作相对运动而引起的波动现象。潮波：海水在引潮力作用下产生
4、的波浪。海啸：由火山、地震或风暴等引起的巨浪。（2）按水深分类按水深相对波长大小可分为深水波和浅水波。深水波：是水深相对波长很大的波。这种波动主要集中在海面以下一个较薄的水层内，又称为表面波或短波。浅水波：是水深相对波长很小的波，又称为长波。（3）按波形的传播性质分类前进波：波形不断地向前传播的波浪，称前进波或进行波。驻波：波形不向前传播，只是波峰和波谷在固定点不断地升降交替着的波浪，称驻波。3余摆线波（正弦波）早在 1802 年捷克学者格尔斯特纳（Gerstner）就提出了波浪的余摆线理论。海洋中的波浪按所及水深和水质点运动规律，可分深水波与浅水波。水波二种。（1）深水波的余摆线理论深水波余
5、摆线理论是从以下几个假定条件出发的：海是无限深广的；海水是由许多水质点组成的，它们之间没有内摩擦力存在；参加波动的一切水质点均作圆周轨迹运动，并且当水质点作圆周轨迹运动时，在水平方向上，它们的半径相等，在垂直方向上，则自水面以下逐渐减少，在波动前位于同一直线上的一切水质点，在波动时角速度均相等。这样波浪发生时，水质点在其平衡位置附近运动，水质点未前进，只是波形向前传递，如此所形成的波形曲线是余摆线（图 534） 。垂直方向上，则随水深的增加而按指数规律递减，即：式中：rz 为 z 水深处水质点的运动半径；r0 为表面水质点运动半径；e 为自然对数的底数； 为圆周率； 为波长；z 为水深。而周期
6、 和波长 不变，当水深 z 等于波长 时，波浪几乎静止，故波浪的影响深度为一个波长那么深。深水波的波速 c、波长 、周期 之间的关系为：式中：g 为重力加速度。当波浪进入浅水区以后，因受海底摩阻力的影响，波浪能量除了继续损耗外，又引起波浪能量的重新分布，波形即发生变化。其特点是：波速减小，波长变短，波高略增。波高的增加是波能集中较浅的水深中所致，因此，波的外形就趋于尖突。这时水质点的运动轨迹也由圆形变为椭圆形，这样的波形即成为椭圆余摆线形（图 535） 。根据浅水波的椭圆余摆线理论，可得出浅水波的特性：浅水波中，水质点运动的椭圆轨迹的大小，在水平方向上都相同；在垂直方向上，则自水面以下趋于偏小
7、，但焦点距保持不变，在水底半短水质点的运动，只在两焦点之间作往复直线运动。非常浅水波的波速取4近岸浪及其作用当波浪传入浅水区或近岸后，由于波顶运动速度大于波底，当波峰部分越过波谷部分时，将导致波浪的倒卷和破碎。这种破浪现象若发生在离岸较远的地区，如海中的暗礁或沙洲上，称为破浪；若发生在海岸附近，称为拍岸浪（图 536） 。波浪可以绕过障阻进入被岛屿、海岬或防波堤等遮蔽的水域，这种现象叫波浪绕射。由于越过障阻物后，波向被隐蔽的水域扩散，所以波高将变低。当波浪传播方向不垂直于海岸时，由于波峰线两端受海底摩阻力影响大小不一，因而使波向发生转折，波峰线总是平行于海岸线，称为波浪的折射。波浪从风那里获得
8、了能量，在其运动过程中又不断地消耗能量，推动着波浪的产生、发展和消亡。波浪以其巨大的能量，不但侵蚀着海岸，而且引起泥沙的运动和造成沉积作用。（二）潮汐和潮流1潮汐及其类型潮汐是海水位周期性涨落的现象。一般一个太阴日有两次涨落，白天的称潮，晚上的称汐，合称潮汐。在潮汐现象中，水位上升叫涨潮，水位下降叫落潮。涨潮至最高水位，称为高潮；落潮至最低水位，称为低潮。当潮汐达到高潮或低潮时，海面在一段时间内既不上升，也不下降，把这种状态分别称为平潮和停潮。平潮的中间时刻，叫高潮时；停潮的中间时刻，称为低潮时。由月球上中天时刻到其后第一次高潮时的时间称为高潮间隙；把至低潮时的时间称为低潮间隙；把高潮间隙和低
9、潮间隙统称为月潮间隙。相邻二次高潮时或低潮时的时间间隔，称为潮期（潮周期） 。相邻高潮与低潮的水位差，叫潮差。潮汐类型可分为半日潮、全日潮和混合潮三类（图 537） 。半日潮：在一个太阴日内，两涨两落彼此大致相同的潮汐。全日潮：在一个太阴日内，只有一次涨落的潮汐。混合潮：可分为不规则的半日潮和不规则的全日潮。不规则的半日潮，一般在一个太阴日中，也有两次高低潮，但潮差和潮期不等。不规则的全日潮，则是在半个月中出现全日潮的天数不超过 7 天，其余天数为不规则的半日潮。2潮汐的成因引起海洋潮汐的内因是海洋为一种具有自由表面、富于流动性的广大水体；而外因是天体的引潮力。即是说，在天体引潮力的作用下，具
10、有自由表面而富于流动性的广大水体海洋中便产生相对运动形成了潮汐现象。天体的引力与地球绕地月公共质心旋转时所产生的惯性离心力组成的合力，叫做引潮力。它是引起潮汐的原动力。根据牛顿的万有引力定律：宇宙间任何二个物体之间的引力，和它们的质量的乘积成正比，而和它们之间距离的平方成反比（即：引力作用中，以月球的引力为最大，其次是太阳的引力。由于它们对地球的引力的原因，都是完全相同的，故我们就以月球为例来加以说明。从万有引力定律可知：地面上各处所受天体（月球）引力的大小和方向都不同，但都指向月球中心。地球与月球之间的地月引力系统，其共同重心，称为公共质量重心，简称为公共质心。地月公共质心与月心和地心三点永
11、远在一直线上，故地月公共质心可在地心与月心的连线上找到。经推求，地月公共质心位于地月中心连线上离地心的距离为 0.73r（地球半径）处。就地月系统来说，存在着两种运动，即地月系统绕其公共质心的运动和地球的自转运动。地球自转运动时，地球表面上任一水质点都受到地心引力和地球自转产生的惯性离心力的作用。但对于地球上每一点来说，其大小和作用方向都是不变的，所以通常都被包括在重力概念之中，它们的作用只决定着地球的理论状态，而对潮汐现象没有影响。故在引潮力分析中，可假定地球是不自转的。地月系统绕其公共质心的运动时，地球表面任一点都受月球的引力和地月系统绕公共质心运动所产生的惯性离心力的作用。这两者的合力便
12、为引潮力。由于地球是一个刚体，所以当地心在绕地月系统的公共质心进行旋转运动时，地球上其他各点并不是都绕地月公共质心旋转的，而是以相等的半径（EK） 、相同的速度作平行的移动。即整个地球体是在平动着，并不是做同心圆的转动。由此，地面上任一点 P 和地心 E 均取一个单位质量。海洋上各水质点，不论位于何处，其惯性离心力的方向相同，都与月球对地心的引力方向相反而平行；其大小各处都相等，都等于月球对地心的引力（图 538） 。这是地球平动的结果。引潮力在不同时间、不同地点都不相同。在地球上处于月球直射点的位置，吸引力大于惯性离心力，所涨的潮称为顺潮；在地球上处于月球对趾点的位置（下中天） ，则离心力大
13、于引力，亦同时涨潮，称为对潮。在距直射点 90处，则出现低潮（图 539） 。地球自转一周，地面上任意一点与月球的关系都经过不同的位置，所以对同一地点来说，有时涨潮，有时落潮。经计算的结果，引潮力的大小与天体的质量成正比，而与天体为太阳引潮力的 2.17 倍。所以地球表面的潮汐现象，以月球为主，月球的直射点和它的对趾点，大体就是潮峰的位置。月球中天的时间，大体就是高潮的时刻，而潮汐变化的周期，是月球周日运动的周期，即太阴日。地球表面各点，一般说来，所受引潮力的大小和方向都不同，但对于同一天体来说，上、下中天有近似的对称性。由于日、月、地球具有周期性的运动，故潮汐现象也具有周期性变化。3潮汐的变
14、化（1）天文因素影响下的潮汐变化1）潮汐的日变：可分为半日周期潮和日周期潮。半日周期潮：当月球赤纬为零时，即月球在赤道上空，海面任一点都为半日潮（图540） 。潮汐高度从赤道向两极递减，并以赤道为对称，故称为赤道潮（或分点潮） 。日周期潮：当月球赤纬不为零时，不同纬度的潮型不同：在赤道为半日潮；在赤道至中纬地区为混合潮；在高纬地区为全日潮。当月球赤纬增大到回归线附近时，潮汐周日不等现象最显著，这时的潮汐称为回归潮（图 541） 。2）潮汐的月变：可分为半月周期潮和月周期潮。半月周期潮：它是由月、日、地三者所处位置不同而产生的。当朔、望日时，月、日、地三个天体中心大致位于同一直线上，由于月球和太
15、阳的引潮力叠加，故它们所合成的引潮力在一个月内是最大的，所涨的潮为大潮；而当月相处于上、下弦时，月、日、地三者的位置形成直角，月、日的引潮力相互抵消一部分，故这时合成的引潮力在一个月内为最小，所涨的潮为小潮（图 542） 。大潮和小潮变化周期都为半个月，故称半月周期潮。月周期潮：它是由于月球绕地球旋转而产生的。当月球运行到近地点时，所涨的近地潮大，而当月球运行到远地点时，所涨的远地潮小。近地潮较远地潮约大 40。月球绕地球转一圈为一个月，故一个月内有一大潮和一小潮，故称月周期潮。3）潮汐的年变和多年变：可分为年周期潮和多年周期潮。年周期潮：地球绕太阳转时，当地球运行到近日点时所涨的近日潮为大潮
16、；而当地球运行到远日点时所涨的远日潮为小潮。近日潮比远日潮大 10。地球绕太阳转一周为一年，故形成年周期潮。多年周期潮：月球的轨道长轴方向上不断变化，其近地点的变化周期为 8.85 年，故潮汐有 8.85 年长周期变化。又由于黄道与白道交点的移动周期为 18.61 年，故潮汐也有18.61 年的周期变化。（2）地形对潮汐的影响以上只考虑天文因素对潮汐的影响，实际上潮汐还要受当地自然地理条件的影响。各地海水对天体引潮力的反应，视海区形态而定。物体失去外力作用后还能自行振动，这振动称为自由振动。其振动周期称为自然周期。潮汐是一种受迫振动，当受迫振动周期与海水本身的自然振动周期相接近时，便会产生共振
17、，反应就强烈，振动就特大，否则相反。而海水振动的自然周期与海区形态和深度有密切关系，故各海区对天体的引潮力反应也不同。例如，在雷州半岛西侧的北部湾为全日潮，而东侧的湛江港则为半日潮。又例如钱塘江口，由于呈喇叭形，故常出现涌潮。其特点是潮波来势迅猛，潮端陡立，水花飞溅，潮流上涌，声闻数十里，如万马奔腾，排山倒海，异常壮观。这一奇特景观也叫怒潮。4潮流潮流是指海水在天体引潮力作用下所形成的周期性水平流动。随着涨潮而产生的潮流，称为涨潮流；随着落潮而产生的潮流，称为落潮流。潮流的运动形式，可分为回转流和往复流。（1）回转流在外海和开阔海区，潮流受地转偏向力作用而成回转流（也叫八卦流） 。回转流的方向
18、在北半球为顺时针方向，在南半球则为逆时针方向。旋转的次数取决于潮汐类型，半日周期潮在一个太阴日内回转两次；全日潮则回转一次。其流速从最大到最小，再到相反方向的最大，再到最小，不断往复旋转流动（图 543） 。（2）往复流在海峡、河口、窄湾内，受地形影响，潮流便成了往复流。其流速从零到最大，再到零，再到相反方向的最大，再到零，这样不断循环（图 544） 。其往复的次数也取决于潮汐类型。当半日潮时，一个太阴日内，水流往复两次；当全日潮时，一个太阴日内，水流则往复只有一次。往复流的最大流速较回转流大，每小时可达 1822km，而回转流一般每小时只达45km。实际海洋上的水流，既不是纯粹的潮流，也不是
19、纯粹的海流，而是两者合成的结果。（三）洋流洋流是海水沿着一定方向的大规模流动，也称海流。1洋流的分类（1）按水温分类可分为暖流和寒流。暖流：若洋流带来的海水温度比到达海区的水温高，这样的洋流叫暖流。如，由低纬流向高纬的洋流属于暖流。在洋流图中，一般用红色箭头表示。寒流：与暖流相反，若洋流所带来的海水温度比到达海区的水温低，就叫寒流。如，由高纬流向低纬的洋流属于寒流。一般在洋流图中用蓝色箭头表示。（2）按成因分类可分为风海流、密度流和补偿流三类。风海流：是海水在风的摩擦力（切应力）作用下形成的水平运动。也称漂流或吹流。风力作用于海面时，可产生对海面的正压力和摩擦力，故风作用于海面时，可同时产生波
20、浪运动和使海水向前运动的洋流（图 5.45） 。深水风海流和浅水风海流的特性不同。厄克曼（Ekman）曾对风海流做过深入的研究。他假定：当海区无限深广；没有发生增减水现象，并且海水密度可认为是一个常量；作用在海面上的风场是均匀的，时间是足够长的。在这些假定条件下，他得出深水风海流的特性：风海流的表层流向与风向成 45夹角，在南半球偏向风向的左边，在北半球偏向风向的右边；流向随水深增加而与风向的夹角越大，一直到与表层流方向相反为e 为自然对数的底数， 为圆周率，D 为摩擦深度，v0 为表层流速。当 Dz 时，则vz=v0e-0.043v04.3v0，可见在摩擦深度处的流速很小，当超过摩擦深度时，
21、风海流即可认为不存在。风海流水体输送方向与风向的夹角为 90，北半球偏风向的右侧，南半球则偏风向的左侧。浅水风海流的特性，是表层风海流的流向与风向间的偏角随海水深度（H）与摩擦深度（D）的比值（HD）的减小而减小。当 H0.1D 时，风海流与风向一致；当 H0.25D 时，风海流流向与风向成表层流向与风向的偏角几乎不变（为 45） 。此外，风海流还造成岸边的升降流。密度流：密度流是由于海水密度差异而引起的海流。这是由于海水密度分布不均，使海区形成了压力梯度，在压力梯度力作用下，海水产生了流动。故密度流也称梯度流。补偿流：是由于某一种原因使海水从一个海区流出，而使另一部分海水流入进行补充，海水的
22、这种流动叫补偿流。补偿流可以是水平流动，也可以是垂直流动（上升流和下降流） 。综上所述，产生洋流的主要原因是风力和密度差异。实际海洋中的洋流总是由几种原因综合作用的结果。2世界大洋表层环流系统大气与海洋之间处于相互作用、相互影响、相互制约之中，大气在海洋上获得能量而产生运动，大气运动又驱动着海水，这样多次的动量、能量和物质交换，就控制着大气环流和大洋环流。海面上的气压场和大气环流决定着大洋表层环流系统。从世界大洋表层洋流分布图（图 546）中，可得出世界大洋表层环流结构的特点：以南北回归线高压带为中心形成反气旋型大洋环流；以北半球中高纬海上低压区为中心，形成气旋型大洋环流；南半球中高纬海区没有
23、气旋型大洋环流，而被西风漂流所代替；在南极大陆周围形成绕极环流（自东向西流） ；北印度洋海区，由于季风的影响，洋流具有明显的季节变化，冬季呈反时针方向流动，夏季呈顺时针方向流动。反气旋型大洋环流：在信风（东北信风和东南信风）作用下，海水从东向西流动，形成赤道流（北赤道流和南赤道流） 。遇大陆后分为两支：一支向低纬流的在赤道附近则从西向东流形成逆赤道流。另一支向高纬流去，到纬度 4050遇西风，在西风作用下，海水从西向东流，形成西风漂流。遇陆地后分两支。其中一支向低纬流去，接上赤道流，这便完成了反气旋型大洋环流。反气旋型大洋环流在北半球呈顺针方向流，在南半球则呈逆时针方向流。气旋型大洋环流：分布
24、在北纬 4570之间。在西风漂流遇陆后分两支，向高纬流去的，到高纬区，由于极地东风的作用，海水又沿西海岸向低纬流，到北纬 4050进入西风带，转为西风漂流，这样便完成了气旋型大洋环流。南极绕极环流：在南极海区，在极地东风的作用下，形成自东向西流的绕极环流。北印度洋季风漂流：北印度洋海区在冬、夏季风作用下形成季风漂流。冬季，北印度洋盛行东北季风，形成东北季风漂流，海水从孟加拉湾出发，沿海岸向西流，并顺海岸向南流，在赤道附近折而向东流。遇陆地分两支：向北流的一支流入孟加拉湾，便形成逆时针方向流动的冬季环流。夏季，北印度洋盛吹西南季风，南赤道流向西流去，遇陆地，分两支。其中向北流的，在西南风作用下，
25、沿海岸流，一直流进孟加拉湾，再顺海岸向南流接上南赤道流，这便完成了夏季环流，呈顺时针方向流动。南半球中高纬西风漂流：由于南半球中高纬海区三大洋连成一片，故海水从西向东流，形成环球的西风漂流。它由于受南极冰盖的影响，水温较低，形成寒流性质的洋流。3洋流的作用洋流对高低纬度之间热能的输送和交换，对全球的热量平衡，有重大影响。据统计，从低纬地区输送到高纬地区的热量，约有一半是由洋流完成的。一般来说，暖流流经的地区，气温增高，降水机会多；寒流流经的地区，气温降低，降水的机会极少。如大西洋西岸受湾流影响，使高纬地区的西北欧气候终年温和多雨，冬季最冷月均温比同纬度高 1620，呈现森林景观；而同纬度的北美洲东海岸，由于受拉布拉多寒流影响，一年冰冻期达 9 个月，出现冻原景观。在寒流和暖流相遇的地区，由于温度不同的空气混合冷却，常常是多雾地区；在寒暖流分歧的大陆西岸，出现地中海式的气候。海洋中的浮游生物随着洋流漂流，暖流和寒流相遇，有机物质十分丰富。因为寒暖流交汇，把热带和寒带的浮游生物混合在一起，使海水中有机营养物质大量增加，吸引着大批鱼群向这里集中寻饵，形成大渔场。陆地上排放到海洋中的污染物质，可以被洋流扩散到别的海域，虽使污染范围扩大，但也能加快污染物净化的速度。（选自刘南威主编自然地理学 ）
