《海洋科學導論》第八章 海洋中的波動

1、第八章 海洋中的波動D.Zhao,OUC1周期性或準周期性運動隨時間在空間中傳播的現(xiàn)象稱為波動。按照成因劃分：海浪：由風引起的水重力波潮波：引潮力引起海嘯：海底地震引起風暴潮：氣壓驟降引起開爾文波和羅斯貝波按相對水深劃分：深水波、淺水波按波形傳播：前進波、駐波按發(fā)生位置：表面波、內(nèi)波、邊緣波D.Zhao,OUC2在海洋中的各種波動中，以海浪所占據(jù)的能量最大，相當于28680顆廣島原子彈D.Zhao,OUC3波動特點和要素波動的特點在恢復力的作用下，質(zhì)點在其平衡位置附近作周期或準周期的往復運動流體的連續(xù)性，可導致波動在空間的傳播波動要素波長波高周期波陡：波高和波長之比D.Zhao,OUC4海洋的

2、節(jié)拍-海浪D.Zhao,OUC5海浪是很多文學作品的謳歌對象一泊沙來一泊去，一重浪滅一重生。相攪相淘無歇日，會教山海一時平。白居易 浪淘沙D.Zhao,OUC62013年5月26日，在暴雨和海浪的沖刷下，青島棧橋坍塌50多米,棧橋變成斷橋D.Zhao,OUC7海浪波高的定義相鄰峰-谷法：定義為相鄰的兩個峰或谷間的高度差即為波高，相應的相鄰兩峰或谷對應的時間長度即為周期上（下）跨0點波高：相鄰上（下）跨0點的時間間隔定義為周期，兩0點之間的最大波峰與最小波谷間的高度差定義為波高D.Zhao,OUC8有效波高和周期將得到的波高從大到小排列，前1/3部分的大波的平均波高，稱為有效波高，對應的平均周期

3、為有效周期通常所說的海浪波高，即為有效波高D.Zhao,OUC9海浪是如何生成的？“無風不起浪”-風浪“無風三尺浪”-涌浪海浪是由風引起的表面重力波風浪：一直處在風作用下的海浪涌浪：風停止、減弱、轉(zhuǎn)向時的海浪D.Zhao,OUC10風區(qū)和風時風區(qū)（fetch） 穩(wěn)定的風持續(xù)吹送的海域距離一般而言，離岸風比向岸風的風區(qū)要短。風時（duration） 穩(wěn)定的風持續(xù)吹送在海域的時間海岸離岸風向岸風風區(qū)風區(qū)D.Zhao,OUC11表征風浪成長狀態(tài)的參量波齡：波浪傳播速度與風速之比，波齡越大，代表風浪越成長波齡一般不大于1.2，最大不超過1.4無因次風區(qū)和風時：其值越大，代表風浪越成長，與波齡具有等效性

4、風浪的充分成長狀態(tài) 風輸入給風浪的能量與破碎耗散掉的能量達到平衡的狀態(tài)。此時風浪停止成長，與風區(qū)和風時無關(guān)。D.Zhao,OUC12表面重力波海浪海浪具有周期性，波長從幾厘米到幾百米周期、波高、波長的隨機性海浪不是單一頻率或波長的波動如何描述海浪？D.Zhao,OUC13海浪的線性理論-小振幅重力波假定振幅相對于波長為無限小，即波陡等于零，重力為其唯一外力的簡單波動，忽略科氏力和粘性力波面方程頻散關(guān)系：波動頻率與波長之間的關(guān)系水質(zhì)點的運動軌跡是閉合的D.Zhao,OUC14深水海浪的運動軌跡D.Zhao,OUC15深水中等水深淺水D.Zhao,OUC16非線性波動有限振幅波實際的波浪波面非對稱

5、，包括上下和左右不對稱波動相速度與振幅有關(guān)有限振幅波動主要有Stokes波、擺線波、孤立波等水質(zhì)點的運動軌跡不閉合，存在水平方向上向前的凈位移，稱為Stokes漂流理論上證明，當波峰角小于120，或波陡大于1/7時波浪會破碎D.Zhao,OUC17海浪預報如何描述海浪？用傳統(tǒng)的水波動力學方法，還是開辟新途徑？海浪譜描述海浪能量在不同頻率和方向上的分布物理海洋學家、我國海浪理論的奠基人文圣常院士D.Zhao,OUC18海浪的隨機性與海浪譜由于海浪的隨機性，通常用海浪譜來描述海浪譜用來描述海浪能量依不同頻率的分布風浪譜具有相似性，高頻域滿足隨著風區(qū)或波齡增大，風浪譜峰值增大，譜峰所對應的頻率向低頻

6、移動海浪譜與波浪要素之間的關(guān)系D.Zhao,OUC19風浪的生成機制Phillips共振機制(1957)具有隨機特性的風形成的湍渦作用于海面，形成小波，與平均風速傳播速度相等的小波與湍渦之間形成共振而得以成長 該機制可用來描述海浪的初始生成 Miles剪切流不穩(wěn)定機制(1957)海面上的波動自臨界高度汲取風能量而得以成長，振幅隨時間以e指數(shù)形式增大。臨界高度為風速與波浪相速相等的高度該機制用來描述海浪的成長D.Zhao,OUC20海浪預報模式海浪能量平衡方程如何考慮波-波相互作用項成為模式劃分標準第一代預報模式（60-70年代初）：完全忽略第二代預報模式（70-80年代初）：間接計算第三代預報

7、模式（1988年之后）：直接計算海浪譜隨時間變化海浪譜隨空間變化風輸入項波-波相互作用項破碎耗散項D.Zhao,OUC21海浪預報模式1984年，Klaus Hasselmann邀請各國的 海浪研究者到德國的漢堡進行聯(lián)合攻關(guān)， 成立了WAM（Wave Modeling）組1988年，發(fā)展了著名的第三代海浪預報模式：WAM深海模式在WAM模式的基礎上，Tolman (1991)發(fā)展為WAVEWATCH模式：考慮波-流相互作用的深海模式荷蘭科學家Booij等(1996)發(fā)展的SWAN模式：淺海模式我國以文圣常院士為首發(fā)展了海大模式D.Zhao,OUC22海浪可以傳播多遠？Snodrass et a

8、l., 1966布置了從阿拉斯加到新西蘭的波浪浮標D.Zhao,OUC23全球海浪分布1982-2011年再分析資料莊曉宵、林一驊，2014Semedo et al., 2011,JCD.Zhao,OUC24全球涌浪（上圖）和風浪（下圖）分布1982-2011年再分析資料莊曉宵、林一驊，2014DFJ冬季Semedo et al., 2011,JCD.Zhao,OUC25全球涌浪（上圖）和風浪（下圖）分布JJA夏季Semedo et al., 2011,JCD.Zhao,OUC26Grigorieva, V.G. and S. I. Badulin (2016)2002-2012年平均波高分布

9、圖 上圖：船舶報；下圖：高度計D.Zhao,OUC27近岸的海浪涌浪傳播的速度很快，常在風暴系統(tǒng)到來之前先行到達如果某地開始觀測到周期很大而波高極小甚至極難察覺的涌浪到來，繼而周期逐漸變小，浪高繼續(xù)增大，則意味著風暴可能向本地襲來。波浪傳播到近岸時，周期變化不大，波高增大，波長減小，最后到達海岸發(fā)生破碎為何波峰線大致平行于海岸線？D.Zhao,OUC28海浪的折射海岬處，海浪輻聚，出現(xiàn)大浪海灣處，海浪輻散，波浪較小淺水中的波速h為水深D.Zhao,OUC29海浪的輻聚和輻散為什么港口總是建在灣里？海灣是海浪能量的輻散區(qū)，而海岬是海浪能量的輻聚區(qū)D.Zhao,OUC30近岸海浪的破碎溢波卷波崩波

10、D.Zhao,OUC31近岸流從波浪開始破碎到岸邊沿海岸線的狹長范圍，稱為破碎帶破碎后的海浪形成段波，繼續(xù)向海灘傳播D.Zhao,OUC32由段波攜帶的水體首先形成沿著海岸線流動的沿岸流沿岸流對泥沙輸運有重要意義沿岸流以離岸流回流到海中。離岸流強度大，對游泳者比較危險D.Zhao,OUC33離岸流對游泳者造成極大威脅！Courtesy Miami Herald James B LushineD.Zhao,OUC34離岸流的間隔與破碎帶寬度成正比D.Zhao,OUC35海浪的觀測海浪觀測大致可分為實驗室、海上平臺和船舶觀測。實驗室觀測的優(yōu)點易于控制，缺點是由于風區(qū)的限制，其結(jié)果能否應用于海上存在

11、疑問，這個問題一直存在爭論。海上平臺是在海上建立固定的觀測站，其優(yōu)點是對實際浪場直接觀測，觀測精度相對也比較高，可以做長期海上觀測，其缺點是海上平臺成本比較高，對儀器的可靠性要求比較高。船舶觀測的優(yōu)點是可以進行針對性觀測，缺點是不能在惡劣海況下進行觀測。D.Zhao,OUC36海浪的觀測波浪浮標：測量海面的加速度，通過積分得到波面高度聲學浮標、微波波浪儀衛(wèi)星高度計D.Zhao,OUC37海浪能量的利用海浪發(fā)電D.Zhao,OUC38看不見的海洋波動 內(nèi)波D.Zhao,OUC39內(nèi)波的發(fā)現(xiàn)死水現(xiàn)象弗里喬夫南森 Fridtjof Nansen（18611930）D.Zhao,OUC401893-1

12、896年Nansen在北極考察時發(fā)現(xiàn)了“死水現(xiàn)象”1904年Ekman對“死水現(xiàn)象”進行了解釋內(nèi)波的發(fā)現(xiàn)死水現(xiàn)象1死水現(xiàn)象的發(fā)現(xiàn)與解釋D.Zhao,OUC41內(nèi)波的發(fā)現(xiàn)死水現(xiàn)象1D.Zhao,OUC42 海洋內(nèi)波是發(fā)生在密度穩(wěn)定層化的海水內(nèi)部的一種波動；波動頻率介于慣性頻率f和浮力頻率N之間其恢復力在頻率較高時主要是重力與浮力的合力(稱為約化重力)當頻率低至接近慣性頻率時主要是地轉(zhuǎn)科氏慣性力。 N又稱為Brnt-Visl頻率，代表在密度層結(jié)穩(wěn)定的海洋中，海水位團受到微擾后，在鉛直方向的振蕩頻率.c0為聲速。與表面波相比，由于內(nèi)波的恢復力弱，使得內(nèi)波周期和振幅比表面波大得多！D.Zhao,OUC

13、43產(chǎn)生條件：1.流體密度穩(wěn)定分層 2.內(nèi)部流體受到擾動，有激發(fā)源激發(fā)源：1.風 2.海流、潮流經(jīng)過不規(guī)則的海底地形 3.水中運動物體：船舶、潛艇大部分情形下，海洋內(nèi)波由潮流和海底相互作用而激發(fā)D.Zhao,OUC44內(nèi)波分類：1.周期顯著小于12h,主要在5-20min的內(nèi)波為短周期內(nèi)波2.周期接近或大于12h的內(nèi)波為長周期內(nèi)波按層化情況分類：1.界面內(nèi)波：發(fā)生在兩種密度截然不同的流體界面上的內(nèi)波。 相速度與群速度方向相同。2.平面內(nèi)波：當流體的密度隨深度線性增加時產(chǎn)生平面內(nèi)波。 相速度和群速度成直角。3.混合內(nèi)波：流體密度隨深度連續(xù)變化但非線性時，產(chǎn)生上 述兩種波的混合。界面內(nèi)波平面內(nèi)波D

14、.Zhao,OUC45海洋內(nèi)波中水質(zhì)點的運動內(nèi)波引起上下兩層海水方向相反的水平運動，從而在界面處形成強烈的流速剪切。由于在同一層中波峰與波谷處流向相反，導致了水質(zhì)點運動的輻聚與輻散，在峰前谷后形成輻散區(qū)，在谷前峰后形成輻聚區(qū)。當海上比較平靜時，輻散區(qū)呈光滑明亮條帶，而輻聚區(qū)則呈現(xiàn)粗糙暗淡狀態(tài)的條紋。 D.Zhao,OUC46內(nèi)波引起海表面輻聚輻散照片D.Zhao,OUC47Sulu海內(nèi)波雷達圖片D.Zhao,OUC48當上層水體較厚時，內(nèi)波上凸，波前水質(zhì)點向上，對應海面較為光滑，雷達信號弱，波后則相反當下層水體較厚時，內(nèi)波下陷，波前水質(zhì)點向下，對應海面較為粗糙，雷達信號強，波后則相反下陷內(nèi)波和

15、上凸內(nèi)波D.Zhao,OUC49內(nèi)波最簡單的例子：界面內(nèi)波D.Zhao,OUC50振蕩圓柱實驗(線性分層內(nèi)波）D.Zhao,OUC51亞臨界地形，水平透射超臨界地形，水平反射內(nèi)波的反射D.Zhao,OUC52內(nèi)潮是一種由潮汐引起的具有天文潮周期的海洋內(nèi)波密度層結(jié)的天文潮流流經(jīng)劇烈變化的海底地形時受地形的強迫作用就會激發(fā)出內(nèi)潮,大陸架坡折區(qū)是生成內(nèi)潮的主要區(qū)域,其傳播方向決定于地形因素和海水層化狀況。D.Zhao,OUC53內(nèi)潮1970年,Petterson發(fā)現(xiàn)卡特加特(Kattegat)海峽的水體內(nèi)部運動有相當一部分具有潮周期,此后的幾十年,內(nèi)潮現(xiàn)象在世界各地不斷被發(fā)現(xiàn)和觀測。強烈的內(nèi)潮可以造

16、成海水等溫線數(shù)十米的升降,并攜帶能量以波束的形式向深海及淺海區(qū)傳播,經(jīng)過反射、散射或演變?yōu)楣铝?nèi)波內(nèi)潮是全球潮能量耗散的重要過程,是影響海水混合過程的重要因素。D.Zhao,OUC54Oregon陸架坡折處觀測到的內(nèi)波（1995）D.Zhao,OUC55350 m200 m120 mS7S5S4120200350waveNWESCRamp et al.,(2003)南海東北部陸架附近觀測到的內(nèi)波等溫線起伏D.Zhao,OUC56Ramp et al.,(2003)南海東北部陸架附近觀測到的內(nèi)波流場結(jié)構(gòu)D.Zhao,OUC57Andaman海石油平臺傾斜(1997)D.Zhao,OUC58Gib

17、raltar海峽勝利者II號潛艇失事（1984）D.Zhao,OUC59CTDADCP內(nèi)波觀測方法D.Zhao,OUC60溫度鏈內(nèi)波觀測方法D.Zhao,OUC61Malin 陸架溫度鏈及雷達觀測圖像D.Zhao,OUC62世界大洋內(nèi)波多發(fā)區(qū)4D.Zhao,OUC63中國海內(nèi)波D.Zhao,OUC64研究海洋內(nèi)波的意義內(nèi)波可將大、中尺度運動能量傳遞給小尺度過程，引起海洋內(nèi)部混合、形成溫、鹽細結(jié)構(gòu)可將深層營養(yǎng)鹽輸送到表層，有利于海洋生物內(nèi)波引起等密面的波動對聲波產(chǎn)生影響海上工程：如海上石油平臺，海底管道海軍部門：潛艇，聲納近海打撈：潛水海洋混合D.Zhao,OUC652004印度洋海嘯2004年

18、12月26日，印度洋發(fā)生里氏9.0級強烈地震并引發(fā)海嘯。吞噬了22萬3千多人的生命，讓人類再次感到海嘯的恐怖 D.Zhao,OUC662011年3月11日，日本東北部海域發(fā)生9.0級地震,引發(fā)了強大的海嘯截止4月29日，死亡14616人，失蹤11111人震源防波堤日本仙臺機場D.Zhao,OUC67火星上的海嘯幾十億年前，火星海洋曾發(fā)生波高達120m的海嘯右圖為兩次海嘯所淹沒的范圍D.Zhao,OUC68Hall, 2016, EOS, 97海嘯因海底地震或火山爆發(fā)而引起海水劇烈的起伏，形成強大的波浪，稱之為海嘯。是一種長重力波，英語中稱為Tsunami，由日語“津波”而來D.Zhao,OUC

19、69產(chǎn)生海嘯的原因地震、板塊移動、火山爆發(fā)海嘯的特征之一是速度快，地震發(fā)生的地方海水越深，海嘯速度越快。 D.Zhao,OUC70海嘯的特點海嘯通常由震源在海底50km以內(nèi)，震級6.5以上的海底地震引起海嘯波長比海洋的最大深度還要大，在海底附近傳播也沒受多大阻滯，不管海洋深度如何，波都可以傳播過去，海嘯在海洋的傳播速度大約5001000km/小時，而相鄰兩個浪頭的距離也可能遠達500到650公里，當海嘯波進入陸棚后，由于深度變淺，波高突然增大，它的這種波浪運動所卷起的海濤，波高可達數(shù)十米，并形成“水墻”。D.Zhao,OUC71海嘯的預報和預警地震和海嘯是不可抗拒的自然災害，海嘯預報幾乎是不可

20、能的國際海嘯預警系統(tǒng)1948年，美國在夏威夷組建了地震海嘯預警系統(tǒng)1965年，國際海嘯預警系統(tǒng)（ITWS）成立1983年，中國加入ITWS目的：在海底設置壓力傳感器與海面浮標相連，盡早發(fā)現(xiàn)海嘯D.Zhao,OUC72海嘯的預報和預警2011年，中國開始一項“巨大的工程”“東海海底觀測網(wǎng)”，將在未來五年內(nèi)建成 同濟大學汪品先院士D.Zhao,OUC73開爾文波開爾文波是發(fā)生在海洋或大氣中，被地形邊界俘獲的平衡科氏力的波動現(xiàn)象，是一種低頻長重力波。開爾文波的一個特征是非頻散性，即相速度與波能群速度與頻率無關(guān)，使波形保持不變。開爾文波可分為赤道開爾文波和海岸開爾文波兩大類D.Zhao,OUC74海岸

21、開爾文波海岸開爾文波是波速為(gd)1/2,隨水深增大波面變化與水質(zhì)點的水平運動同步，水體隨波動輸送順著傳播方向看，右岸的振幅遠大于左岸，波峰處右高左低，波谷處左高右低（北半球）（？）D.Zhao,OUC75海岸和赤道開爾文波在北半球，海岸開爾文波是一種右邊界波（？）在南半球，海岸開爾文波是一種左邊界波不管北半球還是南半球，開爾文波在海盆西邊界向赤道傳播，東邊界向極地傳播赤道的作用類似南、北半球的地形邊界，使開爾文波可以沿赤道傳播赤道開爾文波只能向東傳播 對于赤道上向東傳播的運動，北半球的科氏力使任何向北的偏離都會被帶回赤道；而南半球的科氏力使任何向南的偏離也都會被帶回赤道。而對于沿赤道向西的

22、運動，科氏力將不會恢復向南或向北的偏離D.Zhao,OUC76赤道開爾文波典型的相速度約為2.8 m/s，赤道開爾文波從新幾內(nèi)亞跨越太平洋傳至南美洲約需2個月 向東傳播的赤道開爾文波“撞擊”海盆東邊界，部分能量以行星波及重力波的形式反射回去，剩余的部分能量則以海岸開爾文波的形式向兩極傳遞D.Zhao,OUC77赤道太平洋的Kelvin波赤道Kelvin波為在溫躍層內(nèi)部東傳的波動，將西太平洋的暖水向西傳遞D.Zhao,OUC78開爾文波與暖池赤道開爾文波是太平洋中的暖流沖擊， 在印度尼西亞周圍形成，然后向東朝美洲國家推進。典型的開爾文波為5或10厘米高，幾百公里寬，比周圍海水溫度略高。D.Zha

23、o,OUC79羅斯貝波（Rossby wave）由于地球自轉(zhuǎn)和地球曲率，使位渦隨深度和緯度發(fā)生改變，導致大尺度振蕩，即Rossby波羅斯貝波又稱為行星波，是一種遠小于慣性頻率f 的低頻波，其恢復力是科氏力隨緯度的變化正壓Rossby波傳播速度與水深無關(guān)，典型速度為50m/s，跨越海盆只需幾天斜壓Rossby波傳播速度與水深有關(guān)，典型速度只有幾厘米每秒，跨越海盆需10年D.Zhao,OUC80羅斯貝波（Rossby wave）當旋轉(zhuǎn)效應和地形坡度同時存在時，才會產(chǎn)生Rossby波水平羅斯貝波的傳播方向始終偏向西方！利用位渦守恒，可以解釋Rossby波的傳播D.Zhao,OUC81羅斯貝波的傳播機制位渦守恒原理