海洋与海岸带
海水的运动

一、潮汐（tide）

　　潮汐是海水在月球和太阳引潮力作用下所发生的周期性运动，它包括海面周期性的垂直涨落和海水周期性的水平流动（图14-8）。习惯上将前者称为潮汐，后者称为潮流。

1. 引潮力（tide generating-force）

　　海水受月地引力及月地系统围绕其质量中心旋转而产生的惯性离心力共同作用（日地引力较弱，也有影响）。在地球的向月端引力大于离心力，合力指向月球，海水鼓起，发生涨潮（rising tide）；在地球的背月端因离心力大于引力，合力背向月球，海水也鼓起而发生涨潮（图14-9）。与此同时，在距离向月点90°的地面上，海水面相应降低，发生落潮（falling tide）（图14-9）。

　　潮汐动力理论认为，对于海水运动来说，只有水平引潮力才有重要性。而垂直引潮力所产生的只是重力加速度的极微小的变化，故不重要。潮汐是在月球和太阳水平引潮力作用下的一种潮波运动。除了引潮力以外，还有其他因素需要考虑，如海洋的形态（水深和大洋宽度），地球的自转（地转偏向力）与摩擦力等。

http://ch.sysu.edu.cn/hope/sites/geoscience/content/UploadFiles_9724/201003/20100304090809611.gif 
图14-8 潮汐的要素                           图14-9  引潮力示意图

2. 潮汐的周期与类型

　　因地球的自转，同一地点一日间可能在地球的迎月和背月两个海面上出现两次高潮，两次低潮。因此一日间的涨潮和落潮变化以太阴日为准，1个太阴日为平均太阳时约24时50分。当出现新月和满月时，月、地、日三者位于同一线上，太阳的引力与月球的引力叠加，引潮力最大，形成大潮（spring tide）（图14-10）。而出现弦月和下弦月时，月、地的联线同地、日的连线垂直，引潮力最小，形成小潮（neap tide）（图14-10）。因此，潮差大小是以朔望月为周期变化的。由于月球绕地球公转1周的周期与地球绕太阳公转l周的周期不一致等许多原因，造成地球表面不同地点发生一日两次高潮、或一日1次高潮、或不规则半日潮汐等的涨落现象。尽管不同地点的潮汐因时因地而异，但从涨落周期来说，可划分为三种类型：

（1） 正规半日潮：在一个太阴日内发生两次高潮和低潮，两个高潮和两个低潮的高度都相差不大，而涨、落潮时也很接近。

（2）全日潮：主要特点是在一个月里多数日期一个太阴日内只有一次高潮和一次低潮，而其余的日子里则为一天两次潮，这种类型的潮汐叫全日潮。我国南海有许多地方的潮汐涨落属于全日潮类型，其中北部湾是世界上最典型的全日潮海区之一。

（3）混合潮：包括不正规半日潮和不正规日潮，前者基本上还具有半日潮的特性，但在太阴日内相邻的高潮或低潮的潮位相差很大。后者在一个月内的大多数日子里为不正规半日潮，但有时也发生一天一次高潮和低潮的日潮现象。

http://ch.sysu.edu.cn/hope/sites/geoscience/content/UploadFiles_9724/201003/20100304090811112.gif 
图14-10  朔望月的潮汐变化

3. 潮汐的作用

　　由潮汐引起的海面高度变化迫使海水做大规模水平运动，形成潮流（tidal current）。涨潮时，潮水涌向陆地；落潮时，潮水退向外海。在平坦海岸带，潮水的涨落影响到相当宽阔的范围，对沉积物起着反复的侵蚀、搬运和再沉积的作用，控制着沉积物的性质和特征。在狭窄的河口地带，潮流的侵蚀搬运作用特别强烈。当潮水涌进狭窄的水道时，潮高可激增至数米、十余米，流速增快，可达每秒数米；落潮时潮水又奔腾而下，因而河口被强烈冲刷，不形成三角洲，相反河口向外海呈漏斗状展开，称为三角港（triangular harbour）。如钱塘江、恒河、叶尼塞河、亚马逊河、泰晤士河、易比河等河口即为强潮形成的三角港。

二、海浪

 1. 波浪要素

　　一个简单波动的剖面可用一条正弦曲线加以描述。如图14-11所示，曲线的最高点称为波峰，曲线的最低点称为波谷，相邻两波峰（或波谷）之间的水平距离称为波长（），波形的传播速度叫波速（c），相邻两波峰（或者波谷）通过一固定点所需的时间称为周期（T ）。沿垂直于波浪传播方向通过波峰的线叫做波峰线，垂直于波峰线的叫波向线。波浪有各种要素，但最重要的是周期、波高和波长，其次是波速和深度。

　　显然，波形传播的速度   c＝/T。

　　从波峰到波谷之间的铅直距离称为波高（H），波高的一半d＝H／2 称为振幅，是指水质点离开其平衡位置的向上（或向下）的最大铅直位移。水质点达到静止状态的临界面，称为波基面。一般情况下，波基面的深度为波长的一半：h = /2。

 http://ch.sysu.edu.cn/hope/sites/geoscience/content/UploadFiles_9724/201003/20100304090811835.gif
 图14-11  波浪要素示意图

 2. 深水波浪    

　　海浪在深水中传播速度每小时达数十km，但海水质点并没有发生显著的水平位移。波的传播只是海水质点在平衡位置上作有规律的往复圆周运动的结果，这种波属于摆动波，如图14-12所示。当相邻水质点依次运动到波峰时，波峰则随之向前移动，发生波的传播。在风不断吹动下，波浪中的水质点每完成1个圆周运动之后波峰便前进—段距离，成为往复螺旋式的前进运动。由于水的内摩擦力，水质点的圆周运动半径随水深增加而减小，当达到一定深度后水质点即处于静止状态。

http://ch.sysu.edu.cn/hope/sites/geoscience/content/UploadFiles_9724/201003/20100304090811555.gif
 图14-12  波浪中水质点的实际运动情况
（b）图中1、2、3依次为通过的最高点箭头所示水质点总体移动方向

 3.浅水波浪

　　当波浪向海岸方向传播，到达水深小于1/2波长的浅水区，水面波形的对称性会受到破坏，表层水质点运动轨迹变成椭圆形，从水面向下随着深度的增大扁率也逐渐增大，在水底则变成水平的往复运动。随着海水深度的减小，椭圆的压扁程度也越高。由于海底的摩擦阻力，表面水质点向岸移动速度大于底层水质点，结果导致波长缩短，多余能量使波高加大及周期加快。当海水继续移向海岸，在深度明显小于1/2波长的浅滩区，波浪相互挤在一起，摩擦阻力增大，当波峰水质点速度超过波速时，波峰破碎出现白色的浪花。波浪再往前，波峰的超前力使其高高卷起，形成汹涌的破浪或激浪（breaker）。激浪拍打在礁石海岸上，称拍岸浪（surf）（图14-13）。激浪涌上平缓的沙滩，形成激波冲洗带，能量逐渐消失，在重力作用下，顺着海底斜坡退回海中。

http://ch.sysu.edu.cn/hope/sites/geoscience/content/UploadFiles_9724/201003/20100304090811767.gif

14-13  浅水波浪涌向海岸时的波浪变形和破浪的形成

　　海岸外侧浅水区，表层海水不断向海岸方向扑来，而涌到岸边的海水从底部返回，称为底流（underflow）。如果海水以斜向到达海岸，一部分海水成为底流，另一部分海水则沿岸流动，称沿岸流（1ittoral current）。波浪的折射现象是波浪进入浅水区后的另一重要变化，随着水深的变浅，由于地形的影响使得波向发生折射，使波峰线转向与等深线一致，在较平直的海岸，波浪斜抵海岸，由于波峰位于离岸较远，海水较深一侧的波速度较近岸水浅的一侧快，波峰线逐渐趋向于与等深线平行，可视为大致与海岸平行（图14-14）。

http://ch.sysu.edu.cn/hope/sites/geoscience/content/UploadFiles_9724/201003/20100304090812357.gif
  
 图14-14  波浪斜向冲向海岸（a）与波浪在海湾的折射（b）

　　当波浪传播到岬角与海湾交错的曲折海岸时，波射线向首先接触到的岬角处辐聚，从而在岬角处波峰线缩短，而在海湾处波峰线则相应被拉长。能量在岬角处集中，而被分散在海湾，形成海岸泥沙在岬角处剥蚀，而在海湾处堆积的运动规律。

　　波浪的作用能引起近岸带沉积物的搬运和沉积。当激浪进击海岸时，形成向陆地前进的水流，称为进流（ingression current）。如波浪前进方向与海岸垂直，进流就将水下的砂、砾向岸上搬运。随着进流能量的耗散，部分砂砾留在岸上，部分砂砾随退回外海方向的水流产生回流（reflux）又搬回水下。在进流与回流的往返作用下，砂、砾被磨圆而且得到分选。

三、海流

　　海流（ocean current）是指大洋海水相对稳定的流动，是海水最重要运动形式之一。海流的空间尺度大，具有数百、数千km甚至全球范围的流动，且在较长的时间内（如月、季、年）的流动方向、速率和流动路径大致相似。海流一般是三维的，即不但在水平方向流动，而且在垂直方向上也存在流动。由于海洋水平流动距离的空间尺度远远大于其垂直尺度，因此水平方向的流动远比垂直方向上的流动强得多。习惯上把海流的水平运动分量狭义地称为海流，而其垂直分量单独命名为上升流和下降流。

1. 表层环流

　　世界大洋表层环流的总特征，可以用风生环流理论加以解释。太平洋与大西洋的环流有相似之处，在南北半球都存在一个与副热带高压对应的巨大反气旋式大环流（北半球为顺时针，南半球为逆时针），在它们中间为赤道逆流。两个大洋北半球的西边界流（湾流和黑潮）都非常强大，而两半球的西边界流（巴西海流与东澳海流）则较弱。北太平洋与北大西洋沿洋盆西侧都有来自北方的寒流（图14-15）。

　　赤道流：与南北半球信风带对应的分别为西向的南赤道流与北赤道流，亦称信风流。在它们之间与赤道无风带相对应的是一支向东流动的赤道逆流，宽约300-500 km。赤道无风带的平均位置在北纬3-10之间。

　　西边界流（湾流和黑潮）：西边界流是指在大洋西侧沿大陆坡从低纬流向高纬的环流，包括太平洋的黑潮与东澳大利亚海流、大西洋的湾流、巴西海流以及印度洋约莫桑比克海流等。它们都是南北两半球主要反气旋式环流的一部分，也是南、北赤道流的延续。因此，与近岸海水相比，具有赤道流的高温、高盐、高水色和透明度大等特征。西边界流每年向高纬区输送的热量，同暖气团向高纬输送的热虽大约相等，这对高纬海区的海况与气候产生巨大的影响。其中，黑潮是北太平洋的一支西边界流，它是太平洋北赤道流的延续，因此具有北赤道流的水文特征。黑潮由太平洋北赤道流在菲律宾群岛以东向北流动的一个分支延续而来，从中国台湾省东南和巴士海峡以东海域，沿台湾东岸北上流入东海，其主轴指向东北，在陆架外缘和陆坡之间流动（图14-16）。当黑潮分出对马暖流分支后，转向东流出东海，进入日本以南的太平洋海域，成为黑潮续流（Kuroshio Extension）（图14-16）。狭义的黑潮系指自台湾东南海域至铫子沿陆坡流动的高速带状海流，而广义的黑潮则包括黑潮续流。

 http://ch.sysu.edu.cn/hope/sites/geoscience/content/UploadFiles_9724/201003/20100304090812517.gif
图14-15  世界主要洋流分布

 http://ch.sysu.edu.cn/hope/sites/geoscience/content/UploadFiles_9724/201003/20100304090812115.gif
图14-16  黑潮海流示意图

 　　西风漂流：与南北两半球盛行西风带相对应的是自西向东的强大西风漂流，如北太平洋流、北大西洋流和南半球的南极绕极环流，它们都是两半球反气旋式环流的一部分。它们的界限在极地海域以极地冰区为界，向赤道一侧到副热带辐聚区为止。其共同特点是：在西风漂流区内存在明显的温度经向梯度，这一区域称为极锋。极锋两侧的水文、气候状况具有明显的差异。
　　
　　东边界流：世界大洋东边界流有太平洋的加利福尼亚寒流和秘鲁寒流、大西洋的加那利寒流与本格拉寒流以及印度洋的西澳寒流。它们都是由高纬向低纬流动，处在大洋盆地东则。与西边界流相比流幅宽广，流速小．而且影响深度浅，上升流是东边界流区的重要特征。

　　极地环流：包括北冰洋和南极海。其中的北冰洋海流从亚美交界处的楚科奇海穿越北极到达格陵兰海汇入东格陵兰海流，同时将大量的浮冰携带进入大西洋。而南极海流则限制在在南极大陆周围范围内，由于极地东风的作用，自东向西绕南极大陆边缘流动。

2. 埃克曼螺旋线

　　大洋中风海流的流速与流向随深度发生变化，联结各层流矢量端点上的线称埃克曼螺旋线（Ekman spiral）（图14-17）。这是瑞典学者V. W. Ekman在1905年首次定量描述风海流的概念。风海流的表流受到地球偏转力影响，在北半球偏于风向的右方45（在南半球向左偏转）。随着深度的加大．其流速也相应减小，直至风向与风海流成90，即风海流作用接近停止。这个偏角与风速、流速无关，随深度的增大而增大，其流速则随深度增大而减小。然而，风所产生的海流厚度（即风作用的水深）却随风速的增大而增大，这个水深约相当于风速（m/s）的7.6倍，通常约为100-300m。

　　在浅水区，由于摩擦作用，海流表面流向与风向偏角较小，而且流向随深度的变化也较慢，水越浅越慢。在深度很小的地方，风向与流向多是一致。由于风海流的流速一般在1m/s以下，因此，在近岸浅水区，风海流只能搬运细粒泥沙。而实际上，在近岸浅水区，常有激浪流、潮流和风海流构成的综合性海流。这种海流对滨海带的泥沙搬运和海岸地貌的塑造起着极大的作用。

http://ch.sysu.edu.cn/hope/sites/geoscience/content/UploadFiles_9724/201003/20100304090812643.gif
 图14-17  北半球风海流的理想模型（埃克曼螺旋线）

3. 温盐环流

　　大洋表层环流主要由大气运动所驱动，称为风生环流。但由热盐作用和密度梯度驱动的海流称为温盐环流，它在大洋深处占有主要作用。温盐环流作为全球海洋的能量传送带，是形成大洋深处温、盐结构及海洋分层的根本原因。风生流和热盐流的作用区域有所区别，前者限于大洋的上层和中层，即在密度跃层以上，后者则主要集中在大洋深层。全球大洋仅10%的水体受风生流影响，而90%的水体受热盐流的影响。

　　根据大洋水团的分布，布洛克（Broecker）最早提出的全球温盐环流输送带的分布模型，图14-18传送带中的白色部分表示海洋上层较暖洋流由东向西流向北大西洋，而加阴影的部分表示海洋深层冷水和高盐的北大西洋洋流。在北大西洋高纬海域，海表水因温度低和密度大而下沉，从而拖曳低纬表层暖海水向高纬流动，这种向北极方向的表层暖海流向北半球高纬输送了大量热量，这是造成西欧气候温和的原因之一。此后，形成于北大西洋的深层水向南流动，然后进入南极急流。北大西洋深层水的一部分与形成于威德尔海的南极底层水混合，之后再流向太平洋和印度洋，并在那里上升和穿过温跃层达到上层海洋。该全球性的海流被称为“北大西洋输送带”，整个循环的完成据估算大约需要1600年。

http://ch.sysu.edu.cn/hope/sites/geoscience/content/UploadFiles_9724/201003/20100304090812546.gif
 图14-18 全球温盐环流示意图（据Ittekkot，1996）

　　大量古气候观测及数值模拟工作表明，大西洋温盐环流与全球气候有显著的相互作用，大西洋温盐环流变异呈突变型，即在年代际时间尺度上可发生很大的变化，进而引起气候突变。基于代用资料或器测资料的研究表明，温盐环流强度的变化是引起年代际到百年尺度气候变化的重要因素，温盐环流的剧烈振荡还可能引起气候系统平衡态的转换。末次冰期的冰芯记录显示，气候系统有两个准平衡态在冰期和冰后期之间振动，而且这两种平衡态是以北大西洋深层水的出现或消失为特征。温盐环流引起气候平衡态转换的一个重要例子，是距今1.1万年发生的“新仙女木冷事件”，它证明了由末次冰期向间冰期发展的过程中，温盐环流平衡态转换而引发的气候快速变化。

4. 浊流

　　 浊流（turbidity current）多发生于大陆边缘地区，常受地震、滑坡、暴风浪等因素所触发，它是将陆源物质由浅海输送到深海的重要机制，可在大陆边缘或洋盆区形成浊流沉积，沉积体为向洋底方向变薄的楔状体。浊流沉积的最典型特征是具有递变层理，即在一个小沉积层中（数cm厚）较粗的物质在层底，较细的物质在上部，逐渐变化。这种层理的出现，是由于浊流携带大量泥沙，当流速减慢时，先沉积粗粒物质，在流速逐渐变缓过程中沉积物也由粗变细。浊流沉积的另一显著特征是含植物碎屑、浅水生物遗体及其他浅水物质。如在大西洋中脊附近发现有来自巴西海岸的砂，被认为是浊流搬运而来。浊流沉积的沉积速率很大，它是形成大陆基的主要沉积物。浊流沉积的碎屑成分主要是石英、长石、海绿石、云母和植物碎片。识别浊流沉积的主要标志是：地层中同时具有深海、浅水的化石并呈有规律的泥、砂互层。

　　一般认为，浊流规模大、速度快，具有很强的侵蚀、搬运能力，因而对海底沉积物的沉积和海底地貌形态的塑造起着重要作用。例如横切大陆架和大陆坡并终止在陆隆上的海底谷地（海底峡谷）被认为是浊流侵蚀的产物，也是浊流运行的通道。它普遍见于大陆及大型岛屿边缘。

　　浊流沉积主要分布于：①大陆坡麓部及其相邻的深海平原。②在大河口外和海底峡谷口外常形成大型浊积扇，如恒河口外的浊积扇，分布于整个孟加拉湾，延伸2000余公里，其他如密西西比河和亚马孙河口外也有浊积扇。③岛屿外缘的深海区，如夏威夷群岛周围有火山物质组成的浊流沉积。④一些边缘盆地及海沟地带。东海冲绳海槽南部的浊流沉积，与半深海软泥呈互层，单个浊流层的厚度一般为几十cm，具有典型的递变层理，其物质组成与东海陆架沉积酷似，其成因可能与地震和火山活动有关。