第5章 波浪.ppt

波浪斜射岸壁时，入射波与反射波叠加而形成沿岸壁平行的“缘波”。 浅水区波浪 波的反射 近岸水域入射波与反射波迭加形成的棋盘状波形。 浅水区波浪 当波浪遇到障碍物时，例如岛屿、海岬、防波堤等，它可以绕到障碍物遮挡的后面水域去，这种现象称为绕射。 由于能量侧向扩散，故绕射后的波高明显减小。 假如绕射前的波高为H0，绕射后的波高为H，则K=H/H0称为绕射系数，它可以通过模拟实验得到，以便为一些海岸工程提供依据。 浅水区波浪 波的绕射 浅水区波浪 波浪绕射形成的静稳海域可用于码头港口、海滨浴场及海藻养殖或网箱养鱼 惠更斯原理示意图 浅水区波浪 波的绕射 海浪的随机性和海浪谱 图中的六条曲线是在不同风速下充分成长的P-M谱。其特点是风速愈大，谱形曲线下的面积愈大，即总能量愈大，能量显著部分的位置向低频方向移动，说明海面的波高与周期亦随风速的增大而增大；曲线上的任一点都对应频率为σ的组成波应具有的能量，能量的显著部分集中在某一频率范围内。 一种海浪谱随频率的分布 海洋内波 海洋内波 吕宋海峡内由潮流所引起之内波波纹 1994年5月27日台湾东北外海海面上许多由内波所引起的复杂条纹 海洋内波 外力作用包括：大气压起伏、潮波激发、水面和水下物体运动、地形影响、火山地震、核爆、湍流切变等。 海水密度稳定层结状态下，由外力作用引起的海洋内部水体的波动。 内波大致上有界面波和连续密度内波之分。 内波成因 海洋内波 内波性质 内波属于重力波范畴，但其恢复力是科氏力和弱化重力g’=g(1-r2/r1)，很小。故波速和水质点运动速度都较小，与同波长表面波相比，波速比为1/20，一般相速1m/s。但振幅较大，通常为表面波的10倍以上，几米至几十米。 上下两层海水之间的内波波动，其水质点的水平运动方向相反，界面处形成强烈的流速剪切。 在同一密度层，局部流速方向相反，形成辐聚与辐散。 内波是引起海水混合、形成细微结构的重要原因。 海洋内波 内波的研究意义 内波是海水运动的重要形式之一，它将海洋上层的能量传至深层，又把深层较冷的海水连同营养物带到较暖的浅层，促进生物的生息繁衍。 内波导致等密度面的波动，使声速的大小和方向均发生改变，对声呐的影响极大，有利于潜艇在水下的隐蔽；对海上设施也有破坏作用。 海洋内波 1893～1896年北极探险过程中，F.南森发现船只莫名其妙地减速，经研究得知，船只航行在很浅的密度跃层上方时，其动力造成在跃层处产生内波，船只的动能被消耗，因此显著减速。这种现象称为死水。 由于对密度跃层的观测困难，研究的进展很慢，到了20世纪40年代后，由于温深仪及各种快速取样仪器的发明，对内波的调查才迅速开展起来。这项研究与生产和军事都有密切的关联。 开尔文波是长周期重力波，同时受重力和科氏力作用。因此，它既有重力波的基本特性，又在科氏力的作用下产生一定特点。 讨论北半球一列振幅为H/2的自由长波，当它通过一无限长、具有侧向垂直边界(宽为2b)、水深为h的水道时，在科氏力作用下的情况。 开尔文波基本概念 开尔文波 ——科氏力作用下的前进波 开尔文波方程组 开尔文波 大尺度运动方程 垂向连续方程 垂向平均值 开尔文波方程组的解 开尔文波 在北半球长海峡中，沿潮波传播方向看，右岸潮差大于左岸，而在南半球则相反。 开尔文波 开尔文波 B C B C ⊕ ⊙ 低潮海面 高潮海面 涨潮 落潮 开尔文波 开尔文波 大洋中无潮点的形成 罗斯贝波亦称行星波，是一种低频波，波动频率远小于惯性频率f，恢复力是科氏力随纬度的变化率( )——即所谓b效应。 罗斯贝波 运动方程 连续方程 罗斯贝波的频散关系 k、l分别为x和y方向上的波数，R称为Rossby形变半径，由上式分散关系所表达的波即称之为Rossby波。 罗斯贝波 其中 罗斯贝波在x方向上的相位速度为 如在中纬度(45°)、水深500m海区，R=2.1×103km，而在10 °海区，则R=8×103km。 始终cx0，即始终向西传播。 Rossby波的波速极慢，在中纬度海区45°，波长l=200km、且y方向波数l=0，则波速为0.16m/s，与相应的长重力波相比要小几个量级；其周期为14d，比相应长重力波大几个量级。 假设纬度圈位涡为零。 位涡守恒原理 d(z+f ) /dt = 0，z为海水相对涡度。 海水扰动后南北摆动 罗斯贝波 西进罗斯贝波的传播机制 B A A’ C D N S 纬度圈 W 大洋风浪基本状况（略） 中国近海波浪特征（略） 海底地震造成海啸波之示意图 海啸 海啸 海啸波的折射和绕射 北太平洋海啸波模拟 海啸 海啸 二〇〇四年十二月印度洋海啸 中间凹陷部门为印度洋大地震给海床烙上的“伤疤” 海啸 2004年12月印度洋海啸波模拟 摄于2004年12月26日的