09-1-海洋内波
经典：海洋科学导论-第六章：海洋中的波动现象
内波的发现——“死水现象”
1893-1896年 Nansen在北极考察时发现了“死水现象”
1904年
Ekman对“死水现象”进行了解释
17内52波年发现的研究
1752年 1847年 1883年
富兰克林自制意大利灯 Stokes理论研究了两层流体的界面波动 Rayleigh讲研究扩展导论连续层化流体中的内波
cg = c
第六章：海洋中的波动现象
海洋科学导论
§ 6.3 有限振幅波动
6.3 .1 斯托克斯波的波剖面
波剖面为非简谐曲线，对横轴上下不对称，海水质点的振 动中心高于平均水面1/2ka2。
第六章：海洋中的波动现象
海洋科学导论
§ 6.3
6.3 .2 波速与波高
有限振幅波动
有限振幅波速与波长和 波高有关：
第六章：海洋中的波动现象
海洋科学导论
§ 6.2
6.2 .2 波动公式与波动能量
小振幅重力波
对深水波（ h / λ ≥1/2）： tan h（kh）≈ 1，则：
c2 = gλ/2π ，
c = gT / 2π ，
λ=gT2 / 2π
对浅水波（ h / λ <20）： tan h（kh）→ 2πh/λ
c =（gh）1/2
消去时间t得： （x–x0）2 + （y–y0）2 = a2 exp（2kz0）
第六章：海洋中的波动现象
海洋科学导论
§ 6.2 小振幅重力波
6.2 .1 波形传播与水质点的运动 u = ack exp（–kz）sin（kx – σt）
ζ = a sin（kx – σt） w = –ack exp（–kz）cos（kx – σt）
第六章：海洋中的波动现象
海洋科学导论名词解释狂背.
海洋科学导论名词解释（这个是我整理出来的可能会考的名词解释，括号里是历年出过的题目）第三章1.海水：是一种溶解有多种无机盐、有机物质和气体以及含有许多悬浮物质的混合液体。
1902年盐度定义（07、09）：1kg海水中的碳酸盐全部转换成氧化物，溴和碘以氯当量置换，有机物全部氧化之后所剩固体物质的总克数。
”单位是g/kg，用符号‰表示。
2.海水组成恒定性：海水中的主要成分在水样中的含量虽然不同，但它们之间的比值是近似恒定的。
3.氯度（08）：1kg海水中的溴和碘以氯当量置换，氯离子的总克数。
单位是g/kg以符号‰来表示。
4.标准海水（09）：氯度值为19.374‰，对应盐度值为35.000‰。
5.盐度与氯度关系式（07）：S‰=0.030+1.8050Cl‰6.热容：海水升高1K（℃）时所吸收的热量称为热容，单位J/K,J/℃。
7.比热容：单位质量海水升高1K（℃）时所吸收的热量称为热容，单位J/Kg/K,J/Kg/℃。
8.热膨胀系数：海水温度高于最大密度温度时，若再吸收热量，除增加其内能使温度升高外，还会发生体积热膨胀，其相对变化率称为海水的热膨胀系数。
9.比容：单位体积的质量。
10.位温（08）：海水中某一深度的海水微团，绝热上升到海面时所具有的温度称为该深度海水的位温。
此时的相应密度称为位密。
11.比蒸发潜热：使单位质量海水化为同温度的蒸汽所需的热量，称为海水的比蒸发潜热。
12.绝热变化（15）：在海水绝热下沉时，压力增大使其体积缩小，外力对海水微团做功，增加了其内能导致温度升高；反之当绝热上升时体积膨胀，消耗内能导致温度降低。
上述海水微团的温度变化称为绝热变化。
13.饱和水汽压：对纯水而言，所谓饱和水汽压，是指水分子由水面逃出和同时回到水中的过程达到动态平衡时，水面上水汽所具有的压力。
14.海水渗透压：如果在海水和淡水之间放置一个半透膜，水分子可以透过。
但盐分子不能透过。
那么淡水一侧的水就会慢慢渗向海水一侧，使海水一侧压力增大，直到达到平衡状态，此时膜两边的压力差，称为渗透压。
第六章 海洋中的波动现象汇总
• 三、界面内波的振幅 • 若以相同的能量激发表面波与界面波，界面波的振幅则 约为表面波的30倍。这是由于在密度层结稳定的海洋中， 密度铅直方向的变化很小，即使在强跃层处其相对变化也 不很大。因此，即使海水微团受到某种能量不大的扰动， 也会偏离其平衡位置并在恢复力的作用下发生振幅相当大 的振动。在海洋调查中常常可以记录到波高为几米乃至几 十米的内波。 • 四、界面内波中的水质点运动 • 界面内波引起上下两层海水方向相反的水平运动，从而 在界面处形成强烈的流速剪切。由于在同一层中波峰与波 谷处流向相反，导致了水质点运动的辐聚与辐散，在峰前 谷后形成辐散区，在谷前峰后形成辐聚区。此时若上层海 水较薄，在海面处则会呈现出由它们引起的条状分布图案。 当天气晴朗，微风吹拂海面时，抑或海面上漂浮着油斑或 碎物时，辐散区呈光滑明亮条带，而辐聚区则呈现粗糙暗 淡状态的条纹。
• 6.1.2海洋中的波浪 • 海洋中的波浪有很多种类，引起的原因也各不相同。 • 海面上的风应力，海底及海岸附近的火山、地震，大气压 力的变化，日、月引潮力等。被激发的周期可从零点几秒 到数十小时以上，波高从几毫米到几十米，波长可以从几 毫米到几千千米。 • 波动的周期和相对能量的关系如图6-2所示。 • 从1～30s的波浪所占能量最大：风引起 • 长周期重力波：从30s至5min，多以长涌或先行涌的形式 存在，由风暴系统引起的。从5min到数小时的长周期波主 要由地震、风暴等产生。 • 周期12～24h的波动，主要是由日、月引潮力产生的潮波。
• •
五、内波的叠加 在比较陡峭的海底，入射内波与反射内波可能在铅直方 向上构成驻波(但在水平方向上仍为进行波)。驻波可能会 有不同数目的波腹，含有几个波腹就称为内波的第几模态。 基于海洋中不同层化的情况和反射条件，内波可能呈现出 明显的能束(称为射线)形式或模态形式。 • 目前对内波生成机制的研究尚处于不断探讨之中。有很 多因素都能激发内波，它们可来自海面、海底和海水内部。 例如海面风应力、海面气压场、上混合层中海水密度水平 分布不均匀、潮流或海流流经凸凹不平的海底、海水内部 流速剪切的存在等等。对其能量的耗散机制的研究远未达 到令人满意的程度。但已揭示，内波破碎将能量传递给海 洋内部小尺度湍流，平均剪切流可能吸收内波的能量，海 Байду номын сангаас内部与边界的摩擦作用都会消耗内波之能量。 •
(海洋科学概论课件)第七章 海水运动的基本方程2
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3. 水质点运动 (motion of water particles)
海洋中的波动
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3. 水质点运动 (motion of water particles)
海洋中的波动
在波峰处有正的最大水平速度，波谷处负的最大水平速度，铅直速度为零。 在平均水面上的水质点，水平速度为零，铅直速度最大。
群速度(Group velocity)cg﹕波群移动的速度称之，表示波能传 播的速度。
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波群
海洋中的波动
由船只行进所产生的波-- 船 波，便具有波群的特性。
摘自Stowe, K. (1995) "Exploring Ocean Science", 2th ed.
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海洋中的波动
整个波包（由红色实线表示）则随位置和时间的变化而缓 慢变化。波包的速度称为群速度。波包在位置上周期性的 变化形成多个波包。群速度即是这些波包的速度。
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海洋中的波动
二、波浪类型(Wave types)
成因分： 风浪(wind wave)、涌浪(swell)、地震波、海啸(tsunami)、潮波、
海洋中的波动
浅水波速
c gd
群速度
Cgk1 2c(1+s2hkkdd)
深水：Ｃｇ＝０．５ｃ 浅水：Ｃｇ＝ｃ
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重力波--频散现象
海洋中的波动
Frequency dispersion in bichromatic groups of gravity waves on the surface of deep water. The red dot moves with the phase velocity, and the green dots propagate with the group velocity. In this deep-water case, the phase velocity is twice the group velocity. The red dot overtakes two green dots, when moving from the left to the right of the figure. New waves seem to emerge at the back of a wave group, grow in amplitude until they are at the center of the group, and vanish at the wave group front. For gravity surface-waves, the water particle velocities are much smaller than the phase velocity, in most cases.
物理海洋复习提纲
《物理海洋学》复习提纲 （2012年12月）第四章 基本方程1、作用于海水微团的真实力有哪些？答： 地球引力g*=02()M r a r μ-，压强梯度力1pρ∇-，摩擦力F V μρ=∆，天体引力（包括月球引力()02M LX L LK μ=-和太阳引力()02S LX LLK μ=-）2、基本方程由哪几个守恒定律推导而来？有几种方程组成？答：()()()()120(,,)T D dV g p V F F dt V sV s k s t V t s p θρθθκθρρθ⎧=-∇-Ω⨯++⎪⎪⎪∇⋅=⎪∂⎪+⋅∇=∆⎨∂⎪∂⎪+⋅∇=∆⎪∂⎪=⎪⎩——运动方程动量守恒——连续方程质量守恒——盐量扩散方程盐量守恒——热传导方程热量守恒——海水状态方程3 边界条件出现的物理原因？答：海洋是有边界的，它与大气、海底和海岸线之间存在着不连续界面。
而这种不连续界面基于连续性的海水运动基本方程组不能应用，必须用边界条件来代替。
4、基本方程及边界条件为什么要进行时间平均？答：通常情况下，海水运动处于湍流状态。
处于湍流运动状态的流体质点其运动轨道是无序的、随机的。
各质点之间存在着不连续的相对运动，这种运动被称为脉冲运动。
这种运动分析起来很困难，通过时间平均，可以将海水运动中的脉动特征分离掉，从而更利于体现海水运动的整体规律。
5、准静力近似、f 平面近似、β平面近似和Boussinesq 近似的概念。
答：准静力近似：静力方程10pg zρ∂--=∂0z p p gdz ζρ⇒=+⎰，其中0p 为海面气压，zgdz ζρ⎰为z 点以上单位底面积水柱的重量。
任意点压强等于海面大气压强与该点以上水柱重量之和，这就是准静力近似又叫静压假设。
f -平面近似：在大尺度运动中，为了理论上研究方便，在不影响海水运动主要特征的情况下，常常取02sin f f ωϕ==，即认为海水运动发生在科氏力参量为常数0f 的平面上，该平面叫做f -平面，在该平面上研究海水运动称为f -平面近似。
海洋科学导论第四章
波波高陡(（Hδ)—）——相—邻H/波λ顶，到理波论底极间限垂:1/直7 距离
波长
波周长期（（λT））————相一邻个波波顶通(或过波一底固)定间点水的平时距间离。。单单位位：：秒m 振波幅速((aC)—)———波波高形的向一前半移动的速度。C=λ/T 单位:米／秒
波峰线——波顶的连线。 波向线——与波峰线垂直表示5 波动传播方向的线 。
.海啸 海底地震、火山爆发、塌陷和滑
坡向海水释放能量引起的波动。
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深水区：
传播速度快 T：几分-几十分 λ：数百千米
H ：数米
δ ：10-5左右
波长很大 波形不易崩溃
接近浅水区域，波高增大
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4）.风暴潮（storm surge） 热带气旋引起局部海面振荡或非周期性
异常升高(降低)现象。 别名： 气象海啸
H=H0 e-2πz/λ
深度递增，波高指数规律递减
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表面波
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2、浅水波 深度增加，波高线性递减，至海底为0， 水质点的水平运动上下一致。
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四、波动的能量
沿波锋方向
单位宽度一个波长内势能：
Ep=1/16ρgH2λ
单位宽度一个波长内动能：
Ek=1/16ρgH2λ
总能量：
E = Ep + Ek =1/8ρgH2λ=1/2ρga2λ
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3、风浪的消亡 空气阻力 海底摩擦 内部运动 向四周传播
能量消耗
U=0，能量不输入
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二、影响风浪生成、发展和衰减的因素
1.风速〈U〉
风速越大，波浪要素（波高、波长、周期、波速）也越大
2.风时〈t〉：风速风向相同的风连续作用的时间
产生波浪的风向左右30°范围以内的风连续吹刮的时间 风时越大，波浪要素也越大
水下波动-内波
1 内波的发现及其研究价值内波是指发生在密度稳定层结流体中、最大振幅出现在流体内部的波动，是一种普遍存在的自然现象。
但是，鉴于在水体内部才能产生内波，在水面上通常很难被观测到。
内波现象是由一个叫N a nse n在北极探险过程中最早发现的，Na nse n发觉船只在进入一片上层冰发生融化的淡水区域时行驶突然变的十分困难。
1904年，E k m a n 用内波增阻效应解释了这种现象，认为船只停滞不前是由于咸淡水面之间产生的内波做功[1]。
人们最早开始注意海洋内波的威力源自于石油公司的海上钻井作业。
19世纪70年代，经过长达4个月的观测，在安得曼海域发现有些流速甚至达到了1.8 m /s，此后人们发现这是由于该海域有孤立子内波的通过。
因此，人们决定不在轻视这隐藏在水下这“轩然大波”的威力[2]。
对海洋结构有影响的内波，波长可以是几百米甚至百公里，温跃层处，内波振幅可以达到百米量级，所诱导的内波流场的最大流速可以达到2 m /s甚至以上[3]。
内波被称为水下声道的背景噪声源，它对海洋中声音的传播具有重要影响，海洋中传播的声信号起伏现象都是由于内波所致。
移动中的潜艇会产生内波使其踪迹暴露，增大了能量损失，因而对船舶辐射噪声识别影响巨大[4]。
内波在其生成、传播、衰减过程中将能量向深海区传递[5]。
在深海区，内波破碎对海水混合有重要作用，是其主要方式。
此外，内孤立波会导致水下强烈波动，这种波动会严重影响到水中武器的发射等等[6]。
因此，对内波进行研究不仅仅具有重要学术价值，而且还具有很强的研究意义。
2 内波的观测海洋内波的观测比表面波的观测困难的多。
这是由于海洋内波发生海洋的内层，采用直接测量的方式是不可行的，为了获得其变化特征需要对海水的密度、温度、盐度等进行间接测量。
内波的观测手段的不断更新在很大程度上促进着其理论的不断发展内波现场观测以定点观测为主，早期的观测仪器主要有N a nso n瓶、温深仪，到了20世纪70年代出现了热敏电阻温度计、海流计，80年代出现了X B T（抛弃式温探仪）、C T D（温盐深仪）和Aa n d er a a 海流计，而现在常用的主要有海流计、温度链和A D C P 等。
背景流与地形对海洋内波影响初探
背景流与地形对海洋内波影响初探张翔;邓冰;张铭【摘要】采用Boussinesq近似,研制了准三维、非线性、非静力的斜压数值模式.利用该模式做了背景流与海底地形对高频海洋内波影响的数值试验.本文得到的主要结论有:各数值试验初始1小时内,有适应过程,并最终形成垂直方向为单圈环流的海洋内波波包；以后进入海洋内波的演变过程,并在非线性作用下形成椭圆余弦波波包,并向孤立内波演变.当无背景流时,地形会激发出两支传播方向相反的海洋内波波包,水深大处波包传播较慢.当存在定常背景流时,在其与地形共同作用下,在地形处会激发出较强的内波波包,若地形足够陡峭,则内波波包截陷于该陡峭处,造成该处强烈的垂直运动.背景流随时间的变化会对在台阶地形跃阶处的内波波包产生不同的影响.%Base on Boussinesq approximation, a quasi-three-dimensional, nonlinear, non-static baroclinic numerical model was developed and used to study the effects of background currents and topography on the high-frequency oceanic internal wave.The main conclusions include: the adaptation process lasts for an hour and then the single-circle internal wave packet occurs in the vertical for each numerical experiment;, during the evolution process of ocean internal wave, the internal wave was steepened into oval cosine waveform via the nonlinear effects. Without the constant background currents, topography effects could trigger two wave packages propagating in the opposite direction and wave packet propagate slower in deep water than that in shallow water. With the constant background currents, strong internal wave packages are generated under the influence of topography and background current.When the terrain is steep enough, the internal wave packets are trapped in this region, resulting in strong vertical motions. When background current changes with time, it has different effects on internal wave packet in the step-like topography.【期刊名称】《海洋预报》【年(卷),期】2012(029)003【总页数】10页(P26-35)【关键词】海洋内波;地形;背景流【作者】张翔;邓冰;张铭【作者单位】海军海洋水文气象中心,北京100161;北京应用气象研究所,北京100029;解放军理工大学气象学院大气环流与短期气候预测实验室,江苏南京211101【正文语种】中文【中图分类】P731海洋内波是海洋中普遍存在的一种现象，它对海洋热盐的细微结构和海水能量的垂直交换起着非常重要的作用。