二、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（图 4-6）。

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”）。

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。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（图 4-7），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。

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。

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。

浅水海岸上，波浪在海滩外侧因距海岸线较远，可能产生波长较小的次波，作为自由波摆动着向前冲刷。然而，更大部分的波浪能量仍然用于推进波前进。推进波中水分子只有向前运动，而没有摆动波波谷中出现的后退运动。如果具有很大波高的摆动波立即进入浅水区，推进波会很强大。本章第四节图 4-19 便是一种浅水海岸的波浪剖面。图中激岸浪最后冲上海岸的部分称为进流。随冲流而下的是借助于重力的退流。

（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。图 4-8 表示平直海岸的波浪折射。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。图 4-9 中波峰线上的 AB 与 BC 两段分别在 ab 与 bc 两段相遇，因而 bc 段即岬角部分所受的力比 ab 段即湾内部分强。岬角上波能集中而港湾内波能分散，故港湾成为船舶的庇护所。

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。