第6章海洋中的波动现象ppt课件
第6章海洋中的波动现象
cg =
1 c 2 =c =
σ − σ '
k − k '
≈
dσ dk
① 深水波： 深水波： ② 浅水波： 浅水波：
c c
g
正是能量向前 传播的速率： p = cg E
−
g
25
26
（二）驻波
⒈ 形成——传播方向相反的两列正弦波叠加。 形成——传播方向相反的两列正弦波叠加 传播方向相反的两列正弦波叠加。
34
崩碎波
卷碎波
激碎波
35
§6.4 海洋内波
一、分类 1、界面内波：在密度不同的两层海水 界面内波： 界面处发生的波动。 界面处发生的波动。 2、密度连续变化海洋中的内波： 密度连续变化海洋中的内波：
36
海洋内波在 海表的表现
37
二、复杂而特殊的性质 波速：同波长，内波波速仅为表面波速的1/20 ⒈ 波速：同波长，内波波速仅为表面波速的1/20 振幅与能量：同样能量激发，振幅为表面波的30倍 ⒉ 振幅与能量：同样能量激发，振幅为表面波的30倍。 传播方向： 界面内波； ⒊ 传播方向： ① 界面内波； ②连续变化内波 ⒋ 内波能量的输送方向 三、环境效应 ⒈ 对海水混合影响大 ⒉ 派生的辐聚、辐散 派生的辐聚、 ⒊ 军事活动影响 ⒋ 对水产业的影响
⒉ Stokes波流 Stokes波流
u' = k a c exp(2kz0 )
2 2
-
⒊ 波流体积运输
V
=k a c ∫
2 2 0 −∞
ex p ( 2 k z )d z =
1 2 ka c 2
33
⒋ 环境效应 对海流、波浪成长有影响。 ① 对海流、波浪成长有影响。 对泥沙运移、入海污染物扩散有影响。 ② 对泥沙运移、入海污染物扩散有影响。 对近岸的裂流和沿岸流的影响。 ③ 对近岸的裂流和沿岸流的影响。 四、波动的能量和波面破碎 能量：动能大于势能， （一）能量：动能大于势能，Ek>Ep 破碎： ≥1/7时 （二）破碎：理论上可证明δ≥1/7时，波面将破碎 实际观测当δ>1/10，波峰就会破碎 。 >1/10，
《海洋科学导论》---第六章--波动现象
《海洋科学导论》---第六章--波动现象第六章海洋中的波动现象海洋中的波动是海⽔的重要运动形式之⼀。
从海⾯到海洋内部处处都可能出现波动。
波动的基本特点是，在外⼒的作⽤下，⽔质点离开其平衡位置作周期性或准周期性的运动。
由于流体的连续性，必然带动其邻近质点，导致其运动状态在空间的传播，因此运动随时间与空间的周期性变化为波动的主要特征。
实际海洋中的波动是⼀种⼗分复杂的现象，严格说，它们都不是真正的周期性变化。
但是，作为最低近似可以把实际的海洋波动看作是简单波动（正弦波）或简单波动的叠加，从研究简单波动⼊⼿来研究海洋中的波动是⼀种可⾏的⽅法。
⽽且简单波动的许多特性可以直接应⽤于解释海洋波动的性质[13]-。
§6.1 概述6.1.1 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6-1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（λ）相邻两波峰（或者波⾕）通过某固定点所经历的时间称为周期（T ）。
显然，波形传播的速度/c T λ=。
从波峰到波⾕之间的铅直距离潮位波⾼（H ），波⾼的⼀半2a=H/称为振幅，是指⽔质点离开其平衡位置的向上（或向下）的最⼤铅直距离。
波⾼与波长之⽐称为波陡，以(/)H δλ=表⽰。
在直⾓坐标系中取海⾯为x y -平⾯，设波动沿x ⽅向传播，波峰在y ⽅向将形成⼀条线，该线称为波峰线，与波峰线垂直指向波浪传播⽅向的线称为波向线。
图6-1 波浪要素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。
例如海⾯上的风应⼒，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。
被激发的各种波动的周期可从零点⼏秒到数⼩时以上，波⾼从⼏毫⽶到⼏⼗⽶，波长可以从⼏毫⽶到⼏千千⽶。
海洋中波动的周期和相对能量的关系如图6-2所⽰。
由风引起的周期从1~30s 的波浪所占能量最⼤；周期从30s ⾄5min ，为长周期重⼒波，多以长涌或先⾏涌的形式存在；⼀般是由风暴系统引起的。
第6章海洋中的波动现象
温岭市石塘镇沿海海 浪高达十几米，巨浪 扑打大桥
东海18号浮标记录到的“桑美”台风浪过程（2006年8月8日～10）及其造成福建沙埕港重大损失
新能源的海浪- 海浪动能转换成电能
1964年，日本研制成了世界上第一个海浪发电装置—航标灯（电能只 有60瓦），开创了人类利用海浪电能的新纪元。 1985年，挪威在托夫特斯塔林建造了500千瓦的海浪电站。 1992年，英国建成了一座发电能力为75千瓦的海浪发电站。 联合国在1992年把海浪发电列在开发海洋可再生能源的首位 2008年，葡萄牙投入运转的“海蛇”海浪发电厂是世界上第一个商业
（6―3）
自由表面（z=0）上，水质点的速度分量为：
u ack sin(kx t ) w ack cos(kx t )
小振幅重力波的运动速度分量为：
u ack exp(kz0 ) sin(kx0 t ) w ack exp(kz0 ) cos(kx0 t )
T
相速为：
k
对于深水波（h/λ ≥0.5）而言，水质点
在x轴和y轴方向的速度分别为： 分析式（6—3）： 水质点在水平方向和 铅直方向的速度分量 都是周期变化的。并 随深度-z的增加而呈 指数减小。
u ack exp(kz) sin(kx t ) w ack exp(kz) cos(kx t )
k k' ' k k' ' x t ] sin[ x t] 2 2 2 2
振幅： A 2a cos[ k k ' x ' t ]
2 波速: c ' k k' k
2
结论：
《海洋科学导论》---第六章--波动现象
第六章 海洋中的波动现象海洋中的波动是海水的重要运动形式之一。
从海面到海洋内部处处都可能出现波动。
波动的基本特点是，在外力的作用下，水质点离开其平衡位置作周期性或准周期性的运动。
由于流体的连续性，必然带动其邻近质点，导致其运动状态在空间的传播，因此运动随时间与空间的周期性变化为波动的主要特征。
实际海洋中的波动是一种十分复杂的现象，严格说，它们都不是真正的周期性变化。
但是，作为最低近似可以把实际的海洋波动看作是简单波动（正弦波）或简单波动的叠加，从研究简单波动入手来研究海洋中的波动是一种可行的方法。
而且简单波动的许多特性可以直接应用于解释海洋波动的性质[13]-。
§6.1 概述6.1.1 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6-1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（λ）相邻两波峰（或者波谷）通过某固定点所经历的时间称为周期（T ）。
显然，波形传播的速度/c T λ=。
从波峰到波谷之间的铅直距离潮位波高（H ），波高的一半2a=H/称为振幅，是指水质点离开其平衡位置的向上（或向下）的最大铅直距离。
波高与波长之比称为波陡，以(/)H δλ=表示。
在直角坐标系中取海面为x y -平面，设波动沿x 方向传播，波峰在y 方向将形成一条线，该线称为波峰线，与波峰线垂直指向波浪传播方向的线称为波向线。
图6-1 波浪要素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。
例如海面上的风应力，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。
被激发的各种波动的周期可从零点几秒到数小时以上，波高从几毫米到几十米，波长可以从几毫米到几千千米。
海洋中波动的周期和相对能量的关系如图6-2所示。
由风引起的周期从1~30s 的波浪所占能量最大；周期从30s 至5min ，为长周期重力波，多以长涌或先行涌的形式存在；一般是由风暴系统引起的。
第六章海洋中的波动现象
第六章海洋中的波动现象第六章：海洋中的波动现象⼀、波浪的分类：1、按相对⽔深（⽔深与波长之⽐，即h/λ）：深⽔波（短波）、浅⽔波（长波）2、按波形的传播与否：前进波、驻波3、按波动发⽣的位置：表⾯波、内波（边缘波）4、按成因：风浪、涌浪、地震波⼆、⼩振幅重⼒波⼩振幅重⼒波，亦称正弦波，是⼀种简单波动。
波动振幅相对波长为⽆限⼩，重⼒是其唯⼀外⼒的简单海⾯波动。
（⼀）波形传播与⽔质点的运动波形向前传播完全是由⽔质点的运动产⽣的，但⼆者不是⼀回事，只是波形向前传播，⽔质点并不随着波形前进。
1、若⽔深⼤于波长的⼀半时（h/λ≥0.5）----深⽔波、短波对于短波，⽔质点的运动轨迹是⼀个圆，半径为，轨迹半径随深度的增加迅速减⼩，在表⾯，其半径为a；⽔质点在波峰处具有正的最⼤⽔平速度，在波⾕处具有负的最⼤⽔平速度，在⽔⾯上⽔平速度为0；⽔⾯以上⽔平速度为正，⽔⾯以下⽔平速度为负。
波峰波⾕处铅直速度为0，⽔⾯上铅直速度最⼤；⽽且波峰前部为正（向上），波峰后部为负（向下）。
2、⽔深h相对于波长λ很⼩时（h<λ/20）的波动称为浅⽔波或长波长波中⽔质点的运动轨迹为椭圆；⽔质点的运动半径（振幅）a 随深度⽽减⼩。
⽆论长波还是短波，尽管它们的⽔质点运动轨迹不同，但是随深度（-z）的增⼤，它们的波长λ是不变的，即在⾃由⽔⾯的波长多⼤，随深度增⼤直⾄波动消失处的波长仍然不变。
（⼆）波动公式与波动能量1、波速与波长的关系：⼩振幅重⼒波的⼀般关系式对于深⽔波⽽⾔，h/λ≥1/2可见波速与⽔深⽆关，只与波长有关对于浅⽔波⽽⾔可见波速与波长⽆关，只与⽔深有关2、波动能量在⼀个波长内，总能量为，其中，动能与势能相等（三）弦波的叠加1、驻波：两列振幅、波长、周期相等，但传播⽅向相反的正弦波。
随着时间的变化，在时，波⾯具有最⼤的铅直升降，其值为2a，即合成前振幅的2倍，这些点称为波腹。
在处，波⾯始终⽆升降，这些点称为波节。
在波节与波腹之间的波⾯升降幅度均在0~2a之间。
海洋学导论6(波动)
2、波群 两列振幅相等，波长与周期相近，传播方向相同的正 弦波叠加后，波动振幅由小到大（0→2a）又由大到 小（2a→0）形成群集分布，称为波群。
深水波的群速为波速的一半，浅水波的群速与波速相等。
第三节：有限振幅波
第六章：海洋中的波动现象
第一节：概述
一、波浪要素
பைடு நூலகம்
二、海洋中的波浪
深水波、浅水波
前进波、驻波
波浪的分类
表面波、内波 风浪、涌浪、地震波
第二节：小振幅重力波
小振幅重力波，亦称正弦波，是一种简单波动。指 波动振幅相对波长为无限小，重力是其唯一外力的 简单海面波动。 一、波形传播与水质点的运动 频散 关系
波动具有动能和势能 在一个波长内，总能量为 其中，动能与势能相等
（三）正弦波的叠加 1、驻波：
（1）随着时间的变化，在 这些点称为波腹
时，波面具有最大的
铅直升降，其值为2a，即合成前振幅的2倍，
在 处，波面始终无升降，这些点称为波节 在波节与波腹之间的波面升降幅度均在0~2a之间
随着时间的变化，波节两侧的波面一侧上升，另一侧 下降，在 时，波面ζ ≡0 波面水平
一、风浪成长与风时、风区的关系 1、风时：指状态相同的风持续作用在海面上的时间 2、风区：指状态相同的风作用海域的范围
习惯上把从风区的上沿，沿风吹方向到某一点的距离 称为风区长度，简称风区
最小风时：在定长风的作用下，对应于风区内某点，风 最小风区：当实际风时一定时，对应于某一风区长度 浪达到定常状态所用的时间是一定的，这段时间称为最 内的波浪达到定常状态，此一风区长度称为最小风区。 小风时
海洋中的波动现象 - 海洋中的波动现象
§3.3.1 概述
9
§3.3.1 概述
10
§3.3.1 概述
二、常用的统计波高 平均波高
H
1 n
n i 1
Hi
均方差
Hs
n
Hi
H
2
n 1
i 1
最大波高 Hmax max H1, H2 Hn
部分大波波高: 观测的一系列波高从大到小排列，并就最 高的某部分取计算平均值。例如，1000个波高，最高的 前100个的平均值为H1 10 ；H1 3 又称为有效波高。
§3.3.3 风浪和涌浪
一、风浪、涌浪和混合浪 1. 风浪：当地风产生，且一直处在风的作用之下的海面波动状态。 2. 涌浪：海面上由其他海区传来的或当地风力减小、平息，或风
2
2a cos[k k ' x ' t] • sin[ k k ' x ' t]
2
2
2
2
• 合成后波动以振幅
k k' '
A 2a cos[
x
t]
回 波
2
2
群
• 波速
c
k
'
k'
k
• 振幅变化的速度（波群传播的速度）
群速
cg
k
'
k'
dd—k —波能传播的速度
• 群速公式：
各种波高的换算，可查表
11
§3.3.而多样：
2、分类：
① 回复力 ②起因
① 波形传播与否
② 波长与水深的相对比（h/λ）
③ 参数（波高、波长、 ③ 波在水中的位置
周期、波形等）
④ 动力机制
……
海洋中的波动现象-海浪
6.2.1波浪运动的形式 Progressive wave
进行波 Progressive wave
进行波：波形会向外传播 (e.g., 风浪).
驻波：波形不向外传播，但是 会在某一节点上上下运动. 波节 ：不产生运动的 点，无垂直位移. 波腹 ：具有最大垂直 位移的点
驻波 Standing wave
6.2.2波形传播与水质点的运动
6.2.2波形传播与水质点的运动
每个水质点都在 做同样的圆周运 动，那么每个水 质点的运动情况 有何不同？
沿波向，相邻水质点的运动半径和角速度都相同，只是后一个水质点 比前一个启动要慢一段时间。这样，在同一时刻，水质点位于不同的 位相上，这些水质点的连线就构成一定的波形，经过某一时刻后，每 个水质点都在自己的轨道上移动相等的一段弧。把这些不同位相的水 质点再连接起来，仍保持一定波形。
6.3.3.1 涌浪在传播过程中的特点
① 波高H逐渐降低
能量是与H2成正比的
涌浪传递传递过程能 量是衰减的
弥散 角散
Deep-water wave transformations
6.3.3.1 涌浪在传播过程中的特点
② 波长、周期逐渐变大，波速变快-P185
由于弥散, 波速快、波长大的跑在前面, 因此, 传播距离越远, 波长大、周期长的涌 浪越占优势地位。波高变得更小, 在海上 难以看到它。
波浪成因：
风 火山、地震 大气压力的变化 日、月引潮力
毛细波
成因 风
风暴 地震、风暴 日、月引潮力
波浪类型 碎浪 涌
荡漾、海啸 潮汐
周期
1~30 s 30s ~ 5 min
min ~hr 12 ～24 h
三、波浪的分类 3
海洋科学导论 第六章：海洋中的波动现象
海水运动形成的内浪
Internal waves forming as seawater moves through the Strait of Gibraltar into the
Mediterranean Sea
第六章：海洋中的波动现象
6.3 .6 孤立波
浅海中存在的波形在传播过程中保持不变的非周期性波动 的波，称为孤立波。
其波面全部位于静水面以上（或以下）。如近海潮波侵入 河口后具有类似孤立波的性质。
海洋科学导论 6.3 .6 孤立波
第六章：海洋中的波动现象
§ 6.3 有限振幅波动
第六章：海洋中的波动现象
海洋科学导论
§ 6.4 海洋内波
第六章：海洋中的波动现象
海洋科学导论
§ 6.4 海洋内波
海洋内波存在的前提
是发生在密度稳定层化的海水内部的 一种波动
最大振幅出现在海洋内部
波动频率介于惯性频率和浮性频率之间 1752年
其恢复力在频率较高时主要是重力与浮力的合力（称为约 化重力或弱化重力），当频率低至接近惯性频率时主要是 地转科 氏惯性力，所有内波也称为内重力波或内惯性—重 力波。
海洋科学导论
第六章：海洋中的波动现象
主 要 内 容 ： 2学时
1 . 概述 2 . 小振幅重力波 3 . 有限振幅波动 4 . 海洋内波 5 . 开尔文波与罗斯贝波 6 . 风浪和涌浪
海浪怎么产生？
无风不起浪----风浪：一直处在风作用下的海浪 无风三尺浪----涌浪：风停止、减弱、转向时的海浪
海浪是由风引起的表面重力波
内波的发现——“死水现象”
第6章海洋中的波动现象
注意：无论深水波还是浅水波，尽管它们的水质 点运动轨迹不同，但随水深的增大，波长是不变的。 即：自由水面的波长与随水深增大至波动消失处的波 长相等。
二、波动能量
1、势能： 单位截面铅直水柱内的势能：
ep
gzdz 1g 2
0
2
沿波峰线单位宽度一个波长内的势能：
期分别为：
cg
k
'
k'
d
dk
Tg
4 '
把频散关系式 2 kg tanh( kh)
cg
d
dk
d
1
[kg tan(kh)]2
dk
1 (1 2kh )
2 k sh2kh
1 c(1 2kh ) 2 sh2kh
深水波：2kh/ sh2kh 0
1
cg
c 2
浅水波：2kh/ sh2kh 1
cg c
波腹处只有水质点的铅直运动分量w，与波 面升降方向相同。
波面上其它各点两种速度分量均存在。
当波面上各点ζ 达正负最大值时，u = w = 0。 ζ ＝0时，u, w 达最大值。
（二）波群
设两列振幅相等，波长与周期相近，传 播方向相同的正弦波叠加，其剖面方程为：
1 a sin(kx t)
2 a sin(k' x 't)
所以， c cg
结论：深水波的群速为波速的 一半，浅水波的群速与波速相 等。群速也可视为波动能量的 传递速度。
小振幅重力波理论波动小结
波剖面方程： 波速表达式： 水质点运动轨迹： 水质点在不同位置处的速度： 水质点运动速度及轨迹半径随深度指数衰减 动能=势能；总能量表达式
海洋中的波动现象
•判断深水波、浅水波 深水波 h≥0.5 λ
c g 2
浅水波 h≤0.05 λ c gh
• 大洋视为深水波 4m视为浅水波
２. 波动的能量（wave energy)
动能(kinetic energy) 势能(potential energy)：相对静止海面
假设：二维前进波动沿正x方向传播，取相距一个波长的两 个铅直平面AA和BB，两平面间的流体上界为自由表面，下 界为海底。假设水深无限深，沿y方向的宽度为1
(1) 深水波 P 1 ec 2
1)深水波中，能量的一半以波速传播
2)能量的传播速度
c*
1c 2
(2) 浅水波
1)浅水波中，能量的全部以波速传播 2)
P ec
c* c gh
(3) 波动所具有的能量相当可观
例：波高为3m，周期为7s的一个波动，跨过10km宽的 海面。求它的功率（波动功率指单位时间内跨过单位 截面的能量）
x0、z0为水质点运动的 平衡位置 z为水质点所处的深度
深水波的几点规律： (1) 水质点的运动轨迹为圆，半径为aekz (2) 轨迹的半径随深度的增大而指数减小
r aekz 当z 0时，r a
当z 时，r ae2 1 a
535
所以又称为表面波
look at surface “rotary” motion (Deep Water Wave)
c g tanh(2h )
2
说明：1)无论是深水波或浅水波，T、λ、c均不随深度 变化
2)只要深度为z的某一层有波浪，那么它们的T、 λ、c与海表面的情况一样
3)浅水波的波速c与水深h有关
Wave Speed
深水波
c c
2 g 2
海洋学第六章
1Hale Waihona Puke 2U >c：
波浪受正压力和切应力两个分力作用
c ≈U ：
波浪受切应力的作用
B、消耗能量
摩擦消耗
波峰翻倒释放能量
C、能量输入=消耗
风浪稳定 形成该风速条件下的最大风浪
3、风浪的消亡 空气阻力
海底摩擦
内部运动
能量消耗
向四周传播
U=0，能量不输入
0-5級
非常高波，出现拖长的倒悬浪峰；大片泡沬随风吹成浓厚白色条 纹，海面白 茫茫一片，波涛互相冲击，能见度受到影响。 波涛澎湃，浪高足以遮掩中型船只；长片白沬随风摆布，遍罩海 面，能见度受到影响。 海面空气充满浪花白沬，巨浪如江河倒泻，遍海皆白，能见度受 到影响。
暴风
飓风
11级
12级
56-63 海里/小时
Hs =
N
H
i 1
N
2 i
3、部分大波的平均波高
波浪的显著部分或特别显著部分 最大1/3 、 1/10、 1/100波高
H1/3 H1/3波高 H1/3=
H1/10 H1/100
N/3
i 1
有效波高
H N
3
i
国际和国内船舶通报以及海浪和预报图中最常用的波高
波级表
波级 波高范围〈m〉 海浪名称
波峰
波高 波谷
波长 波高(H)——相邻波顶到波底间垂直距离 波陡（δ）——H/λ，理论极限:1/7 周期（T）——一个波通过一固定点的时间。单位：秒 波长（λ）——相邻波顶(或波底)间水平距离。单位：m 振幅(a)——波高的一半 波速(C)——波形向前移动的速度。C=λ/T 单位:米／秒
第六章 海洋中的波动现象汇总
• 6.2.2波动公式与波动能量 • 一、波速、波长与周期公式 • 可见对深水波而言，其波速与水深无关， 仅与波长有关，对长波而言则与波长无关 而只与水深h有关。 • 当相对水深h/λ界于1/2与1/20之间时，则 必须考虑浅水订正项tanh(kh)。图6—4给出 了不同波长的波速随水深h的变化情况。
• 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。 • •6.4.1界面内波
内波的一种最简单的形式是发生在两层密度不同的海水 界面处的波动，称为界面内波。实际海洋中密度是连续变 化的，但可近似地把海洋中强跃层处的波动视为界面内波， 它能解释很多内波现象。 • 一、界面短波 • 二、界面长波 • 表面波和界面内波公式之区别仅为后者含有系数[(ρ2ρ1)/(ρ2+ρ1)]1/2。在海洋中两层流体的密度相差是很小的， 因此该系数也很小，即使在温跃层处也不大，约为1/20。 可见具有相同波长的界面波与表面波之速度比约为1/20， 即界面波的传播速度比表面波慢得多。 •
由于组成波的传播方向不同因此不同组成波的能量以s或f来描述有时称其为方向海浪谱的具体表达形式不少它们多是半理论半经验的是借助于各种观测方法获得的海面起伏资料经过谱分析后所得到的一些s随的分布曲线然后对这些曲线进行拟合而给出数学表达式
海洋中波动现象
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风暴潮
风暴潮形成ห้องสมุดไป่ตู้
风暴潮是由热带气旋、温带气旋 等天气系统引起的海面异常升降
现象。
风暴潮类型
风暴潮分为台风型、温带气旋型和 热带气旋型等类型，不同类型风暴 潮的强度和影响范围不同。
风暴潮灾害
风暴潮是一种严重的自然灾害，可 以引起海面淹没、海岸侵蚀、洪水 等灾害，对人类生命财产造成巨大 损失。
内波
内波形成
海洋中波动现象
contents
目录
• 海洋波动的基本概念 • 常见的海洋波动现象 • 海洋波动现象的观测与模拟 • 海洋波动现象的应用 • 海洋波动现象的挑战与未来研究展望
01 海洋波动的基本概念
定义与分类
定义
海洋波动是海洋水体的一种运动形式， 表现为水面的起伏和内部的水位、流 速变化。
分类
根据波动幅度和周期，可分为潮汐、 海浪、内波等类型。
潮汐分为半日潮、全日潮 和混合潮三种类型，不同 地区的潮汐类型和周期不 同。
潮汐能利用
潮汐能是一种可再生能源， 可以通过潮汐能发电站将 涨落潮流的动能转化为电 能。
海浪
海浪形成
海浪能利用
海浪是由风力作用引起的海水周期性 波动，分为风浪、涌浪和近岸浪等类 型。
海浪能是一种可再生能源，可以通过 波浪能发电装置将波浪的动能转化为 电能。
导航与定位
利用海洋波动现象，如声波、电磁波等，进行水下探测和导航定位， 提高航行精度和安全性。
海洋能源开发
波浪能发电
利用海洋波浪的动能进行发电，为沿海地区提供可再生能源。
第六章海洋中的波动现象
第六章：海洋中的波动现象一、波浪的分类：1、按相对水深（水深与波长之比，即h/λ）：深水波（短波）、浅水波（长波）2、按波形的传播与否：前进波、驻波3、按波动发生的位置：表面波、内波（边缘波）4、按成因：风浪、涌浪、地震波二、小振幅重力波小振幅重力波，亦称正弦波，是一种简单波动。
波动振幅相对波长为无限小，重力是其唯一外力的简单海面波动。
（一）波形传播与水质点的运动波形向前传播完全是由水质点的运动产生的，但二者不是一回事，只是波形向前传播，水质点并不随着波形前进。
1、若水深大于波长的一半时（h/λ≥0.5）----深水波、短波对于短波，水质点的运动轨迹是一个圆，半径为，轨迹半径随深度的增加迅速减小，在表面，其半径为a；水质点在波峰处具有正的最大水平速度，在波谷处具有负的最大水平速度，在水面上水平速度为0；水面以上水平速度为正，水面以下水平速度为负。
波峰波谷处铅直速度为0，水面上铅直速度最大；而且波峰前部为正（向上），波峰后部为负（向下）。
2、水深h相对于波长λ很小时（h<λ/20）的波动称为浅水波或长波长波中水质点的运动轨迹为椭圆；水质点的运动半径（振幅）a 随深度而减小。
无论长波还是短波，尽管它们的水质点运动轨迹不同，但是随深度（-z）的增大，它们的波长λ是不变的，即在自由水面的波长多大，随深度增大直至波动消失处的波长仍然不变。
（二）波动公式与波动能量1、波速与波长的关系：小振幅重力波的一般关系式对于深水波而言，h/λ≥1/2可见波速与水深无关，只与波长有关对于浅水波而言可见波速与波长无关，只与水深有关2、波动能量在一个波长内，总能量为，其中，动能与势能相等（三）弦波的叠加1、驻波：两列振幅、波长、周期相等，但传播方向相反的正弦波。
随着时间的变化，在时，波面具有最大的铅直升降，其值为2a，即合成前振幅的2倍，这些点称为波腹。
在处，波面始终无升降，这些点称为波节。
在波节与波腹之间的波面升降幅度均在0~2a之间。
第六章 海洋中的波动现象汇总
• 波浪分类可从不同角度给出不同的称谓。 例如，按相对水深(水深与波长之比，即h/λ) 可将波浪分为深水波(短波)和浅水波(长波)； 按波形的传播与否又有前进波与驻波之分； 按波动发生的位置又有表面波、内波和边 缘波之分；按成因分又有风浪、涌浪、地 震波之分等等
6.2 小振幅重力波
• 小振幅重力波：亦称正弦波，是一种简单波动， 波动振幅相对波长为无限小，重力是其唯一外力 的简单海面波动。 • 理论上解决办法是：根据流体力学的连续方程、 运动方程和边界条件，在假定流体无粘滞性，运 动是无旋的，波面上的压力为常数的条件下求解。 本章只引用已有理论的结论，着重于一些基本概 念的论述。以下就小振幅波动的波形传播与水质 点的运动、波速、周期与波长的关系，波动能量， 波动的叠加等问题加以讨论。
• •
三、正弦波的叠加 实际海洋中的波动远非简单波动的上述 性质能够加以描述。例如，在陡峭的海岸、 码头附近和港湾内，由于波动的反射造成 的驻波；在海洋中，波浪的传播往往是一 群一群的，个别波动的振幅并不相等，且 随时随地变化着等等。诸如上述情况可用 简单波动的叠加 • • • • • • • • 6.3.1斯托克斯波的波剖面 该波剖面不是简谐曲线，它对于横轴上下不是对称的，水质点的振动 中 6.3.2波速与波高 有限振幅波速不仅与波长有关，而且与波高有关。当波陡，即波高与波长 之比愈大时，波速也愈大。其波速的近似公式为 可见其波速略大于小振幅波。由上式可以看出，当波高与波长之比(δ＝H/λ) 很小时，式(6—21)便蜕变为小振幅波速的形式。 6.3.3水质点运动轨迹 水质点的运动轨迹与小振幅波动中的运动轨迹相似，接近为圆，但在一个 周期内不是封闭的。其水平方向与铅直方向上的位移变化分别为 上式说明水质点在一个周期内，水平方向上向前存在一个净位移 移称为“波流”，可用以解释在波浪传播方向上导致的海水运输现象。 不难计算，跨过单位波峰线宽度，自表至波动消失处，单位时间内，由于波 流运输的海水体积为 波流对海流、波浪的成长以及泥沙的输运都具有一定的影响。
海洋中的波动现象课件
底层水体通风
内波能导致底层水体的上升和通 风，影响底层水体的生物化学过
程。
海洋波动现象的应用与研究
05
前沿
海洋波动现象在海洋工程中的应用
船舶设计
了解海洋波动现象的ຫໍສະໝຸດ 性，有助于优化船舶的设计，提高其稳定性和安全性。例如，通过分析 波动现象的频率和幅度，可以预测船舶在特定海况下的运动响应，从而指导船舶的结构设计和 性能优化。
海洋波动现象的研究方法
01 现场观测
通过布置浮标、测波仪等设备进行现场观测，获 取波浪的实时数据。
02 遥感技术
利用卫星遥感技术，对大面积海域的波浪进行观 测和监测。
03 数值模拟
基于物理模型，利用计算机进行数值模拟，揭示 波浪生成、传播和演变的规律。
02
海洋中的重力波
重力波的形成与传播
形成原因
波动在海洋中的重要性
01 能量传输
波动在海洋中是实现能量传输的重要机制，通过 波动能够传递并分散大量的能量。
02 混合过程
波动能够导致海洋水体的混合，对于海洋中的生 物地球化学过程具有重要的影响。
03 岸线侵蚀与保护
大浪能够对岸线进行侵蚀，同时，波浪也是海岸 线动态平衡的重要因素，对于海岸线的保护具有 双重作用。
海洋中的水体由于温度、盐度等 因素形成密度分层，这是内波形
成的重要条件。
扰动源
如风、地震、潮汐等，它们可以打 破密度分层的平衡，激发内波的产 生。
地形效应
海底地形如海底山脉、海沟等，也 能对内波的形成起到重要作用。
内波的传播特性
传播方向与等深线平 行 内波的传播方向通常与等
深线平行，这是内波的一 个重要特征。
重力波是由重力与流体惯性力相互作用而形成的 波动现象。在海洋中，重力波主要由风、潮汐、 地震等驱动力引发。
第六讲海洋中的波动现象
上动能 （5）当振幅/波长超过一定限度时，波面将破碎
3 海洋内波
3.1 概念：发生在海洋内部的波动现象 3.2 存在意义： （1）将大、中尺度运动过程的能量传递给小尺度
的过程 （2）引起海水内部混合 （3）能将深层较冷的海水连同其中的营养盐输送
的原因是在水中航渡时，遇到了强烈的内波，内波峰高谷
深，垂直作用也很大，内波中大振幅的内孤立波或内孤立
子的巨大垂直剪切力将潜艇拖拽至海底，潜艇承受不了超 极限压力而被压碎。这就是强大内波垂直力作用的后果。
4 开尔文波和罗斯贝波
4.1 受科氏力的影响，是一种大尺度的波动 4.2 常见于描述厄尔尼诺现象中 4.3 罗斯贝波：从赤道附近的异常暖海面向
角散：由于各个分波的传播方向也不尽一致，在传播过程中向不同 方向分散开来的一种现象。
——产生了涌浪不同于风浪的特点
预报风暴：波动有涌浪（先行涌）向波浪转变
传播距离惊人：北太平洋加利福尼亚夏季缓慢而有力的拍岸浪，是 由南极大陆附近的大洋风暴产生的风浪传播而来的涌浪所致
（2）风浪——取决于对能量的摄取与消耗之间的平衡关系
威海湾涌浪之谜
那是1978年9月2日清晨，威海湾里风平浪静，时至8 点多钟，湾内的海水突然动荡不安起来，继而愈加激 烈，湾内的海水像沸腾了一样，浊浪排空，浪花四溅， 惊心动魄，十分壮观。岸上挤满了观光的人，都茫然 不知所以。人们在议论着，从来没见过这样的景象啊！ 没有风，何来的大浪？不会是有地震吧？威海地震局 的人也来了，说是没有地方发生地震。到10点多钟 涌浪达到了高潮，威海湾里雾气蒙蒙，很难看清刘公 岛了，湾内浪高达两米，击岸浪高达五六米，海水冲 进了威海码头货场（今旅游码头处），货场的水泥地 面陷裂，货物被冲湿。人们都莫明其妙，不知所以然。 四○四医院东侧的防浪堤十分牢固，涌浪冲破了防浪 堤，把一吨多重的水泥石推出四五米远，海水携带着 泥沙越过堤坝冲向马路，自东而西沿温泉路直冲市内， 温泉路上水深达20多厘米，附近不少单位进水。这 一景象一直持续到12点多钟，涌浪才开始消退。
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“海蛇”海浪发电厂
第一节 概述 第二节 小振幅重力波 第三节 有限振幅波 第四节 海洋内波 第五节 开尔文波与罗斯贝波 第六节 风浪和涌浪
灾害性海浪
灾害性海浪是指海上波高达6米以上的海浪。其实波高在4-5米 以上的海浪就会造成恶性海难。
航海：世界海难事故60%～80%由大风巨浪造成的
海上作业：1955～1989年间，50多座海洋石油钻井平台翻沉
军事活动、港口码头和各类建筑物等带来巨大威胁和灾害。
“桑美”台风在南麂岛引起的狂涛巨浪
温岭市石塘镇沿海海 浪高达十几米，巨浪
第一节 概述
一、什么是波动?
A wave can be described as a disturbance that travels through a medium from one location to another location.
以可辨认的传播速度从介质的一部分向另一部分转移的 任何可辨识的讯号。
什么叫小振幅重力波 （what） 正弦波；简单波动 小振幅；重力
小振幅重力波（正弦波）：指波动振幅相对波长为 无限小，重力是其唯一外力的简单波动。
理论上的解决方法：根据流体力学的连续方程、运 动方程和边界条件，在假定流体无粘滞性，运动是 无旋的，波面上的压力为常数的条件下求解。
波浪要素
一个简单波动的剖面可以用一条正弦曲线加以描述。
波动可看作是是能量的传播。
区别：物质（粒子）的传输
振动
共同点：是信号（能量）的传播而不是物质的传播
海洋波动基本概念
波动要素：用来描述海洋波动基本特征
波峰（Crest）；波谷（Trough） 波高（Wave Height）：H＝2a
（a为振幅） 波长（wavelength）:L 周期（wave period）:T 波速（wave speed）:C＝L/T 频率（frequency）:f=1/T 角频率（Circular frequency ）:
波峰 波谷 波长λ 周期T
波陡δ＝H／ λ 波峰线 波向线
波速C＝λ／T
波高H
振幅a＝H／2
一、波形传播与水质点的运动
1. 波剖面方程：asiknx (t)
k 2
角频率;
波数2T;
2 kgtanhk(h)
频散关系：
相速为： c
Tk
➢对于深水波（h/λ≥0.5）而言，水质点
➢小振幅重力波的运动速度分量为：
u w aaceckexkx kpk0zp)(0zs)(cinkok0 (xs0x(t )t)
对以上两式积分，两边平方相加，消去t得：
(x x 0 )2 (z z0 )2 a 2ex 2 kp 0 ) Z(
对上式进行讨论：
1. 水质点的运动轨迹为圆
2.
圆半径为： aexp(kz0)
扑打大桥
东海18号浮标记录到的“桑美”台风浪过程（2006年8月8日～10）及其造成福建沙埕港重大损失
新能源的海浪- 海浪动能转换成电能
1964年，日本研制成了世界上第一个海浪发电装置—航标灯（电能只 有60瓦），开创了人类利用海浪电能的新纪元。 1985年，挪威在托夫特斯塔林建造了500千瓦的海浪电站。 1992年，英国建成了一座发电能力为75千瓦的海浪发电站。 联合国在1992年把海浪发电列在开发海洋可再生能源的首位
=2pi/T 波数 （wave number）:k=2PI/L
海洋中的波动： 以海水为介质。 水质点离开平衡位置作周期性或准周期性
运动 运动形态（机械能）的传播
二、波动尺度
毛细波
风 浪 涌 浪 长周期波 潮波
海洋中的波动按周期长短分类：
周期： 1－30s 30s－5min 5min－数h 12－24h
3. 轨迹半径随深度的增大而迅速减小
如：自由表面上，z=0，半径=振幅=a z=-λ，半径=a/535 ，此时半
u<0, w=0
由式（6－1）和（6－3）可知： 水质点在波峰处，具有正的最大水平速度，铅直速度
为零；在波谷处，具有负的最大水平速度，铅直速度为零； 处在平均水平面上的质点，水平速度均为零，铅直速度达 最大（峰前为正最大，峰后为负最大）。
（三）波速与周期的关系： c T
c gTtanhk(h)
2
➢深 （
故
h 水/ 1
2
c2 g 2
）波t：ak n)h ht(a2 n h h ) (tan0 h .99 6 12
c gT 2
gT 2 2
6.2.2 波动公式和波动能量
一、波速、波长与周期公式
（一）波速与波长的关系： c2 g tanh(kh) g tanh(kh)
k
2
将 2 kgtankh(h)
代入
c2
2 k2
c g tanh(kh) 2
（二）波长与周期的关系：
c2
2
T2
g 2
tanh(kh)
gT 2 tanh(kh) 2
名称：
长周期重力波 长周期波
潮波
产生原因：风
风暴系统 地震、风暴 日月引潮力
恢复力：科氏力、重力源自存在形式：长涌、先行涌
三、波浪类型
波浪类型
按成因分：风浪、涌浪、地震波 相对水深：深水波、浅水波 波形传播：前进波、驻波 发生位置：表面波、内波、边缘波 动力机制：开尔文波、罗斯贝波
第二节 小振幅重力波
在x轴和y轴方向的速度分别为：
uacekxpk)z(sink x(t) wacekxpk)z(coks x(t)
（6―3）
分析式（6—3）： 水质点在水平方向和 铅直方向的速度分量 都是周期变化的。并 随深度-z的增加而呈 指数减小。
➢自由表面（z=0）上，水质点的速度分量为：
uacskink(xt) wacckosk(xt)
第六章 海洋中的波动现象
引言
海洋波动是海水运动的重要形式之一 从海面到海洋内部，无处不在， 表面波、天文潮波、海啸、海洋内波等
波动的主要特点：在外力的作用下，水质点离 开其平衡位置，作周期性和准周期 性运动。
波动的主要特征：运动随时间与空间的周期 性变化。
研究方法：近似地把实际的海洋波动看作是 简单波动（正弦波）或简单波动的 叠加。