6.4.1.1 中國近海的波浪
6.4.1.1.1 波浪分布概況
風系性質和中國近海區域地理位置決定了中國近海波浪情況的分布特征：冬季盛行偏北向的風浪，夏季盛行偏南向的風浪；渤海、北部灣風浪波高較小，臺灣海峽的風浪較大；太平洋的波浪可通過琉球島鏈傳入東海、黃海，通過巴士海峽傳入南海，在黃海、東海、南海都可生成湧浪，並在濟州島東南海區、臺灣島東北海區、東沙島東南海區易形成大浪；氣旋風活動時，有較強的巨浪，這種突發性海浪常在東海、南海和黃海出現，北部灣、渤海也會出現。
每月出現5級（3m）以上大浪的頻率不低於20%的叫大浪頻繁出現月，頻率小於20%的叫大浪較少出現月。現將我國各海域每月的風浪情況列表6.2予以說明。根據表6.2有關內容，將與中國大陸相鄰各海區的每月最多浪向為偏北向的月份和偏南向的月份以及各海區的大浪頻繁出現月與大浪較少出現月的情況概括於表6.3。從表6.3可知，中國（中）東部沿海海域的偏北浪向和大浪主要發生在冬半年。
表6.2 中國各海區主風浪浪向、頻率.5級以上風浪浪頻在各月份的分布
資料來源：王穎等（1996），中國海洋地理，科學出版社。
表6.3 每月最多浪向為偏北、偏南的月份和大浪頻繁出現月份與大浪較少出現月份分布表
6.4.1.1.2 特殊天氣系統下的波浪
我國冬季盛行偏北風，冷空氣大風可控制從渤海到南海北部的廣大海域，對南海中部甚至南部都有影響。我國又地處中緯度地區，溫帶氣旋從秋末至翌年初春均可在渤海、黃海、東海生成或在沿海陸上生成後移入上述海域。夏秋期間來自西北太平洋的熱帶氣旋可頻繁影響南海、東海、黃海，有的還可伸入渤海。以上是構成中國沿海海域大風的主要天氣系統，也是產生中國沿海海域主要災害性海浪的天氣系統。這些災害性海浪不僅會沖決海塘使海水湧入平原，同時也能在壹些潮間淺灘及水下岸坡掀起大量泥沙，在壹些有侵蝕陡坎發育的潮間帶或水下岸坡有時還會產生大範圍坍塌。現將這些災害性海浪的分布特征分別簡述如下。
A.冷空氣大風所形成的波浪。冬季中國海域從北到南都會出現西北風、北風、東北風，形成風力8～9級、風向穩定、持續時間達數天甚至10余天的大風。中國海的波浪自北至南隨風區增大而增強，冷鋒所在海區往往形成浪高4～8m的巨浪區，浪高最大可達9～11m。冷空氣大風所形成的海浪，其波向從渤海到南海皆以西北向、北向、東北向變動。這些波向的巨浪即是形成湧浪的淵源。
註：根據表6.2有關資料編制。
B.熱帶氣旋（包括熱帶風暴、強熱帶風暴和臺風）所形成的波浪。熱帶氣旋風是快速移動的逆時針旋轉風系，中心風速大，風力可達12級以上。熱帶氣旋範圍內的風浪，波向不時地隨風向調整，在氣旋移動方向右側有利波浪生成，因而巨浪區大多在氣旋移動方向的右側出現。氣旋近中心多風浪，邊緣為湧浪。東海已記錄到氣旋大浪波高為17.8m的狂濤，南海亦已記錄到波高為14m的狂濤。
C.溫帶氣旋所形成的波浪。溫帶氣旋的活動範圍雖不及熱帶氣旋，但由於它的突發性強，發生的季節長，故對它所形成波浪的危害不容忽視。它的最大風速可大於10級，在渤海可產生7m狂浪，在黃海、東海可產生8m狂浪。
6.4.1.2 中國近海的潮汐與風暴潮
6.4.1.2.1 中國近海的潮汐
據沈育疆（1980）、丁文蘭（1985）等研究，中國近海區域的潮振動主要為太平洋傳入的潮波所引起的諧振動，來自日、月引潮力所產生的獨立潮很小。由圖6.1可知，太平洋潮波是從琉球島弧與巴士海峽分別進入我國東海與南海，形成東海、黃海、渤海的潮振動與南海潮波運動。
圖6.1 傳入我國海域的潮波示意圖
大洋潮波為許多頻率不同、振幅不等的分潮波所合成。在諸分潮中，主要太陰半日分潮（M2）、主要太陽半日分潮（S2）、太陰太陽合成日分潮（K1）和主要太陰日分潮（O1），這4個分潮的振幅之和壹般約占實際潮波振幅的70%左右。其中M2分潮和K1分潮由於分別在半日、全日分潮族中的振幅和比重均最大，故可以這兩個分潮為代表來了解中國海域的半日潮波和全日潮波的活動情況。
圖6.2反映了我國渤海、黃海、東海M2分潮波運動的基本特征。圖6.2所示潮波自琉球島弧傳入後大部分以前進波形式經東海向黃海傳播，進而進入渤海；小部分則在臺灣北部沿海形成所謂“退化旋轉潮波系統”，以左旋方向進入臺灣海峽。
圖6.2 渤海、黃海、東海M2分潮同潮圖（據王穎等，1996）實線為同潮時線（東8時），虛線為等振幅線（cm）
在渤海、黃海各有兩個M2分潮的逆時針旋轉的潮波系統。前者兩個無潮點分別位於遼東灣口和黃河口外約13km處，後者兩個無潮點分別位於山東半島成山頭附近與連雲港外海。
在臺灣海峽的半日潮中，壹支由東海南下，另壹支由太平洋經巴士海峽傳入南海，後向北進入臺灣海峽。兩分支在金門—臺灣馬公壹帶匯合，呈駐波性質（丁文蘭，1983；鄭文振等，1982）。
與半日潮相比，渤海、黃海、東海的全日潮振動較弱（見圖6.3、圖6.4）。由於周期較長，全日分潮（包括K1分潮和O1分潮）在渤海、黃海皆只能形成壹個逆時針旋轉的潮波系統。另外，整個渤海、黃海、東海及南海北、中部海區全日潮波的運動均為駐波性質（丁文蘭，1984）。
整個南海區潮汐運動的能量主要來自太平洋經巴士海峽傳入的潮波，其次是引潮力在整個海域產生的獨立潮，兩者疊加構成了南海潮汐系統。南海潮振動的壹個顯著特征是全日潮波大於半日潮波（見圖6.5、圖6.6）。K1、O1兩個主要全日分潮合成的潮差在南海大部分海域為1～1.5m，而M2、S2這兩個主要半日潮合成的潮差在大部分海域為0.5～1m。
6.4.1.2.2 中國近海的風暴潮
“風暴潮”是指海面在風暴強迫力場作用下偏離正常天文潮的異常升高或降低的現象。導致我國沿海風暴潮發生的主要風暴為熱帶氣旋、強冷高壓系統和溫帶氣旋三種。
每年影響我國海域、沿海甚至內陸的熱帶氣旋平均約20次，每年影響我國北方的強冷空氣約5～6次，而每年影響我國海域的溫帶氣旋多達近50次。我國沿海平均每年發生增水1m以上的風暴潮有14次，2m以上的嚴重風暴潮2次，構成重大災害的平均每2年就有壹次。我國沿海是世界上各類風暴潮的壹個頻繁多發地區。我國沿海風暴潮的分布概況如下。
圖6.3 渤海、黃海、東海K1分潮同潮圖（據王穎等，1996）實線為同潮時線（東8時），虛線為等振幅線（cm）
圖6.4 渤海、黃海、東海O1分潮同潮圖（據王穎等，1996）實線為同潮時線（東8時），虛線為等振幅線（cm）
圖6.5 南海M2分潮同潮圖（據王穎等，1996）實線為同潮時線（東8時），虛線為等振幅線
圖6.6 南海K1分潮同潮圖（據王穎等，1996）實線為同潮時線（東8時），虛線為等振幅線
A.黃海、渤海地區。在江蘇沿海，主要為熱帶氣旋或溫帶氣旋導致的風暴潮，其中以前者為主。此類風暴潮每年壹次多。在8114號臺風期間，呂泗（四）、射陽河口及小洋口最大增水分別達到2.38m、2.95m及3.81m。
在渤海寒潮大風是產生風暴潮的主要原因，主要的天氣形勢為“冷高壓配合氣旋”和“橫向冷高壓”這兩種類型。前者壹般發生在春、秋兩季，後者多出現在秋末—冬初。在渤海南岸這類風暴增水不但頻率極高，且增水極為顯著。在1958～1974年間，增水大於1m的出現61次，平均每年3.4次，超過2m的有23次，3m以上的2次。
B.東海地區。本區的風暴潮基本以熱帶風暴潮為主。其中每年襲擊、影響福建的熱帶氣旋為6.8次，襲擊、影響浙江沿海的3.7次，長江口壹帶平均每年約1次以上。
浙江自1949年以來，臺風增水超過1m者已有20余次，其中1956年8月1日特大臺風襲擊時，鎮海最大增水2.33m，澉浦達4m以上。
C.南海地區。影響南海海域及其沿岸的熱帶氣旋平均每年多達13次，約占影響我國的熱帶氣旋總數的五分之三。其中在廣東沿海登陸的平均每年5次，在廣西沿岸登陸的平均每年2.5次。每年影響時間達6個月之久（5月中旬至11月中旬）。
以汕頭為代表的粵東岸段，在1955～1977年的23年間，臺風增水超過0.5m者多達63次，超過1m的11次，最大增水3.02m；在粵中珠江口黃埔壹帶，1950～1974年的25年間，臺風增水超過0.5m者多達90次，超過lm的有18次，超過1.5m的有11次，最大2.45m；在湛江出現5.94m的特大增水峰值（至今為世界紀錄的第3位）。
以上敘述了中國近海海域波浪、潮汐、風暴潮的分布情況。其中值得註意的是，在蘇北射陽—呂四以東海域存在兩個潮流系統，壹個是太平洋的前進波，通過中國近海大陸架到達黃海地區；另壹是太平洋的前進波通過中國近海大陸架碰到山東半島後形成反射波。前進波和反射波匯集形成輻射狀潮流場。據王穎（2002）資料，這個地區的平均潮差達4.5m，最大達6.5m，但已測到9.28m，表明該區的潮流作用很強。另壹方面，蘇北射陽—呂四沿海岸灘以淤泥（沙）質為主，在波浪、湧浪、潮汐、風暴潮、湧潮的作用下，大量泥沙容易被掀起成為懸移質。同時，在蘇北射陽—呂四濱海分布眾多的沙洲（見6.4.3節），在這些凸出的沙洲處波浪往往出現輻聚，能量集中；尤其是在冬季偏北浪向和大浪盛行，風場穩定，強勁的波浪使先前堆積的泥沙被重新掀動懸移。在後文（見6.4.2節）有關中國近海渾濁流的論述中將指出，遙感影像顯示中國近海渾濁流的最大寬度和含泥沙量最高處出現在蘇北射陽—呂四以東海域，其主要原因即在於此。
6.4.1.3 中國近海的海流
從圖6.7可知，對中國近海影響較大的海流有：黑潮、黃海暖流、臺灣暖流、沿岸流和季風飄流，現分別簡述如下。
（1）黑潮。源於太平洋的北赤道流。北赤道流西進至菲律賓東岸受阻後分成兩支：壹支南下；另壹支（主體）北流（稱黑潮），從臺灣東北部進入東海，然後折向NE，經吐噶喇海峽出東海重入太平洋。
黑潮的流幅較窄，約150km，大於0.8節流速的黑潮主流寬度變化於70～110km之間，在東海的厚度為800～1000m。如以700m深度作為起算面，黑潮在東海的平均流量約為21×106m3/s（相當長江徑流量的676倍）。
（2）黃海暖流。在北緯30°以南，東經125°以東地區，由黑潮主幹分出壹支流向日本海方向的對馬暖流，對馬暖流又在濟州島南分出壹支從東海流向黃海的支流——黃海暖流。該暖流從南到北縱貫整個黃海，最後進入渤海。黃海暖流從黑潮分離出來後能長驅直入渤海灣，這與潮波的全程相隨、助推有密切關系。
該暖流在進入黃海南部時的流速約為0.2節，在北上途中受海底地形影響不斷有分支分向沿岸，其中在北緯34°左右有壹條向西的分支分出，致使蘇北如東以東的沿海渾濁流在形態上產生明顯異常（見後面的圖6.9）；約在北緯37°附近向東、西兩側又各有壹條較大分支分出，分別與南下的朝鮮西海岸沿岸流和蘇北濱海的黃海沿岸流匯合；黃海暖流的主要部分經老鐵山水道進入渤海，在抵達渤海西北部時又分成兩支，北支沿遼東灣西北岸北上，匯入遼東灣，南支南下與黃河等入海的徑流匯合形成沿山東半島北部流動的渤海沿岸流。
（3）臺灣暖流。這是黑潮主幹在臺灣東北海域向北分出的壹個終年具有高溫、高鹽特征的支流。它自黑潮主幹分出後，沿東海大陸架底坡北上，沿途受海底地形影響，流速逐漸減弱。該海流除表面易受季風影響外，中、下層的流向比較穩定，終年向北。其前鋒在長江口外與南下的沿岸流混合，然後折向東北，其中壹部分海水匯入對馬暖流，另壹部分匯入黃海暖流。冬季東北風盛行時，迫使海水向岸輸送，暖流方向與沿岸流方向相反，此時臺灣暖流勢力減弱，流幅變窄。在浙江近海的暖流和沿岸流之間形成向西傾斜的鋒面，鋒面以西為沿岸流南下，以東為暖流北上。夏季西南季風盛行時，迫使海水離岸輸送。這時臺灣暖流與沿岸流同向，兩者匯成壹片，流幅寬而勢力強，幾乎遍及東海西部的淺水區。
圖6.7 中國近海海流分布示意圖[根據王建（2001）主編的“現代自然地理學”圖6.18和引自http://www.ngdc.noaa.gov的地形等資料編制]。
（a）近海冬半年海流分布；（b）夏半年海流分布
（4）南海季風飄流。據孫相平（1996），南海的表層流流向隨其季風的更叠而改變，故稱南海季風飄流（見圖6.8）。在10月中旬至翌年4月為東北季風飄流，主要靠近我國華南和越南、馬來半島近岸，經卡裏馬塔、卡斯帕海峽流入爪哇海。部分黑潮水也經巴士、巴林塘海峽進入南海，並折向西南。表層流流速壹般（南海）北部為1～1.5節，南部為1節，主流流速壹般為2節，最大3節。6～8月為西南季風盛行時期海流轉為向東北流，流速除越南近海及海峽內較大外，南部大部分海區的表層流流速較小，壹般為0.5節。強流區出現在馬來半島及越南南部沿海，流速1節，最大2節。至南海北部，大部分海水經巴士海峽及巴林塘海峽流出南海匯入黑潮幹流，小部分繼續北上流入臺灣海峽。
圖6.8 南海冬、夏季風飄流圖（根據王穎等，1996）
據中華人民***和國科學技術委員會海洋組海洋綜合調查辦公室（1964）資料，在北部灣，冬季由於受東風和東北季風的影響，海水作逆時針方向運動，流速為0.2～0.4節。在春季灣內仍有壹個較大逆時針環流。夏季受偏南風的影響，海水作順時針方向運動，形成壹個與冬季海流方向相反的環流，流速為1節左右。秋季時，灣內西側海水已改變為逆時針方向運動，僅雷州半島仍為順時針運動。
（5）沿岸流。中國大陸沿海的沿岸流因其成因不同可分成南北兩部分，即北沿岸流和南沿岸流，兩者大致以分布於臺灣海峽的駐波地域為界。
A.北沿岸流。流向壹年四季均由北向南。對於北沿岸流的成因，我們認為並非是傳統觀點認為的主要是由江河入海的徑流所形成（孫大文，1992；孫湘平，1996等）。我們認為黃海暖流在北上途中向兩側分出的流向相反的分流和抵達渤海西北部時產生的回流是構成北沿岸流的主體，江河入海的徑流主要是對沿岸流的鹽度有局部沖淡的影響。黃海暖流在北上途中，受海底地形影響，不斷向兩側分出的流向相反的分流。在抵達渤海西北部時，受陸地阻擋，按質量守恒要求，必然要向其兩側形成回流（參見圖6.7（a））：壹支向東北沿遼東半島—朝鮮半島西岸—朝鮮半島南端；另壹支向南，並且沿途不斷得到由M2、K1和01分潮在渤海、黃海形成的逆時針旋轉的潮波系統所加強，沿山東半島南下，經蘇、滬、浙沿海直至臺灣海峽南端與南沿岸流匯合。沿途相繼與海河、黃河、灌河、射陽河、長江等入海河流的沖淡水混合，從而形成中國（中）東部大陸沿海的北沿岸流。北沿岸流的分布和強弱隨冬、夏更叠而有所變化：在冬半年時（大致是9月至翌年4月，***8個月），受較強的偏東北風影響，北沿岸流的規模增大，流速加快；在夏半年時（5月～8月，約4個月），北沿岸流規模萎縮，流速減緩，至閩北海域全然消失（參見圖6.7（b）。
B.南沿岸流。主要由季風飄流派生而成，故流向隨季風飄流的更叠而轉換。在冬半年時（10月至翌年4月，***達7個多月），流向由北往南。從臺灣海峽南端開始沿兩廣沿海，進而沿中南半島東部沿海南下。夏半年時（4月至8月、9月，長達5個多月），流向從南往北。南起越南的金蘭灣附近海域，北上至福建廈門附近的海域最終消亡（這與臺灣海峽中所存在的駐波地域相吻合）。
南沿岸流與北沿岸流相比，最大的差別有以下三點：①南沿岸流主要由風浪流派生而成，北沿岸流則主要與黃海暖流在北上途中向兩側分出的分流和抵達渤海西北部時產生的回流有關，並不斷被M2、K1和01分潮在渤海、黃海形成的逆時針旋轉的潮波系統所加強。②南沿岸流流向隨風浪流的更叠而變化，北沿岸流流向始終自北而南不變。③南沿岸流流勢較弱，規模較小，而北沿岸流流勢較強，規模較大。
綜上可知，黃海暖流、季風飄流對中國沿岸流的形成與變化起了重要作用。但是，潮波對中國沿岸流的影響也很大，其中最顯著的影響有以下幾個方面：①在夏半年期間，北沿岸流於閩北海域消亡，與東海潮波垂直這壹岸段直沖而來有關。因為此時北沿岸流行進到這壹岸段附近海域，本來前進的力量已不是很強，自然這直沖海岸而來的潮波便成了它壹道不可逾越的“坎”。②在臺灣海峽，南下、北上的潮波於海峽南部相匯，致使在交界地區形成了壹條橫亙海峽的駐波帶，這條駐波帶便成了夏半年期間從南海沿岸北上的南沿岸流難以逾越的障礙。③在江蘇昌四以東海域是前進潮波與旋轉潮波相交匯的地方，致使在這壹地區形成了壹個復雜的潮流系統，自然北沿岸流行進此地亦受到強烈幹擾。④在水深小r等於λ/25波長的濱海地區，潮流成了往復流，這時對沿岸流運動影響很大。另外當遇到風暴潮和大規模湧浪時，正常的沿岸流格局亦會被徹底打亂。