(完整word版)物理海洋复习提纲..(word文档良心出品)

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1、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：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：*空+V Ps=kDs-盐量扩散方程（盐量守恒）ctI空+V 训日=瓷妙日一一热传导方程（热量守恒）P= P（s,3p）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、地球引力g二卑（

2、-），压强梯度力a r1p，摩擦力F二;，天体引力（包括月球引力X=_匕冥丄和太阳引力L2LX二SLdVJ1 尺 d . =g-叩-2念 V +F dt VV F FT7 P=0 连续方程 质量守恒运动方程动量守恒随机的。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、B平面近似和 Bouss in esq 近似的概念。答：准静力近似：静力方程-一空-g=0n p = Po+广Pgdz，其中po为海面气压，f Pgdz P &ztz为z点以上单位底面

3、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f二fo=2sin，即认为海水运动发生在科氏力参量为常数fo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。 -平面近似：科氏参数f是纬度y的非线性函数，近似地将f表示为f二foy的线性函数，这种近似称为1-平面近似。Boun ssi nesq近似：在海水运动基本方程组中，近似认为海水是不可压缩的，以体积连 续方程i V =0来买描述海水的连续性。微小密度扰动 仅在z方向的运动方程中对浮力

4、一宀 一 -项一g有意义，其与方程中均以 江代替T。这种近似叫做Bounssinesq近似。第五章海流一海流、地转流、惯性流的定义。答：海流：海水沿一定途径相对稳定的大规模流动。地转流：大尺度海水在压强梯度力和Coriolis力平衡下的流动。这种流动基本上是近似水平的，也可近似认为是定常的。惯性流：风力维持的漂流流出风力强制作用区域，变为自由流动。其运动的前支持度远小于2 梯度流的定义，表达式和特性。答：梯度流：非均匀密度场中大尺度海水在压强梯度力和科氏力平衡下的地转流称为梯度流。这种流动基本上是近水平的，可近似认为是定常的。1dpu =-f P y其表达式为彳y。i即V二J f P &特征：

5、a.梯度流垂直分量为0,运动可视为水平b.水平流速与压强梯度垂直，梯度流沿等压线方向流动，背梯度流高压在右c.梯度流沿等温线、等密度线、等盐度线方向流动，流动方向右边温度高、密度小、盐度低。（密度与温度成反比，与盐度成正比）3 倾斜流的定义，表达式和特性。答：海水密度分布均匀，但海面倾斜，造成不均匀的水压力场，在这种压力作用时所产生的地转 流称为倾斜流。- gu =. . f cy其表达式为| g萨v =If ex特征：a.准水平b.倾斜流沿等水位线流动，倾斜流右方为高水位1 du水平尺度，在不考虑摩擦力作用的情况向,仅受CoriolV二-f dt1 dvu =f dt其表达式为c.倾斜流从海

6、面到海底的整个水柱有相同的速度；均匀海洋中的海面坡度可作为倾斜流大 小的度量。4 Ekman 漂流和特征；Ekman 螺线；Ekman 层。Ekma n漂流：无限深海中，海底摩擦不起作用。同时，不考虑水平压强梯度力，方程组中为Z =0：Az岀=0,讥兰=-y,z ：，u二vrr:z: zW二uv，二x y，则运动方程可以合写成嗨-j M = 0,利用海面边界条件得出W =、；/ (jAz),带入一般解表达式得：；：0二fv AzT (1):z2；：2v垂直湍流摩擦力与Coriolis力相平衡。控制方程组0- _fu - Az2 - -(2),z轴向下,；-(3)；z.:x y风仅沿y方向作用，

7、且为恒速即x= 0,ycons tan t，边界j2if (1ijfAz2Az2=(1 i )a,a =si nAZ/,同乘-i得:c2uvi0 = -ifW A .2A2AdW界条件:=0z:.zdz2-ifW。-：0 = fW iAz-2:一u “- AZ- 2:Z；:z：2v，两边2根据新方程- j2W =0,新边dz2OACWPAz =已:工，得出一般解W = Aejz- Be一鼻。用海底边界条件得出:0。引进复数dz2W =0。yijAz冷2a，Azei)az=w二J亠j2aPAZ-(V-i) azeW二J2aPAZ-az i( az)e4*。现引入漂流深度D0,Do/、s AzA/

8、, - ,/则s*n式2a AZez i(z)D04D0,把速度表达式写成如下分量形式：向右偏，偏转角度转由45不断减小。Ekman螺线(Ekman Spiral):相应于Ekman漂流随深度的变化，漂流矢量端点的连线所构 成的曲线为Ekman螺线。在北半球，漂流随深度向右偏；在南半球，漂流随深度向左偏。Ekman边界层(EkmanLayer):在Ekman层中，漂流受切变应力的湍流摩擦的直接影响及地转偏向力的影响。其厚度D随纬度变化。D反比于纬度0。Ekman层是在深海大洋中很薄的一个上层。5 有哪几种主要的升降流？沿岸升降流是怎样产生的？赤道升降流是怎样产生的？答：沿岸升降流、赤道升降流、

9、南大洋升降流。沿岸升降流：当风沿岸近于平行地吹，导致的EKman质量传输是指向离岸的。这样上层海水做离岸运动，根据海水质量连续，将迫使下层海水上升补偿。赤道升降流：赤道无风带处在5 N附近，故赤道处受南半球的东南信风带控制。在北半球，信风引起的EKman质量输送向北，在南半球向南。故赤道处上层海水辐散，根据海水质量连 续，下层海水会被迫抬升补偿。6 两条著名的风生大洋环流的名称，位置和基本特征。答： 黑潮：位于太平洋西部海域，发源于北赤道，经菲律宾、中国台湾东部，进入东海，经琉球 群岛沿日本列岛南部-y-D-z二二e0cos(z),v =-4D。V2aAZP: z-y七厶二二ye0sin(4-

10、Dz)，得到无限深海Ekman漂流的速度表达式。Ekma n漂流特征：带入边界条件得,在海面z=0处的漂流为Wo :j2aPAz匚e4，其大小为Woi4KA二cos isin (即与 x 轴成 45 )；在任意深度Z4 4JI: z处的漂流大小为W二一辰AP-D0eD随深度呈指数递减，方向为ei(-z)4 D随深度增加流去，结束于142 E,35 N。基本特征：最窄处150km,厚度最大3000m,强流达200cm/s,流量可达65 106m3/s。湾流：佛罗里达流经佛罗里达海峡进入大西洋后与安地列斯流汇合处视为湾流的起点。伺候,它沿北美陆坡北上，约经1200km，到哈特拉斯角（35 N附近）

11、又离岸向东，指导45：W附近的格兰德滩以南，海流都保持在比较狭窄的水带，行程约2500km，此段称为湾流，亦称墨西哥湾暖流，是世界上第一大海洋暖流。基本特征：最窄处100-150公里，厚度最大达4000米，强流可达250厘米/秒，流量可大到63150 10 m /s7 热盐环流的重要性是什么？什么是热盐环流？答：因海水受热、冷却引起的密度分布不均匀所产生的流动。海洋的下层以热盐环流为主。热盐环流不仅只携带热量和盐分，还有其他成分如氧气、二氧化碳等。1热盐环流所具有的特征即，深层冷海水和表层暖海水的对比等确定了海水的层结。2这种层结强烈影响着海洋的动力性。深水部分的体积远大于潜水部分的体积。尽管

12、深水流动速度小，但它的运输量与表层运输量相当。3由热盐环流携带的热通量影响着地球热收支，也影响着地球的气候。第六章海浪1、线性波动理论的四个假定及其意义，以及局限性。答：四个假设：a.认为海水均质不可压缩；b.短周期小尺度波动，可以忽略科氏力影响并不考虑湍流影响，重力为唯一外力；c.波动振幅相对于波长很小；d.研究水域广阔等深。（注：无旋运动是通过前两个假设得到的小尺度基本方程通过环流定理和斯托克斯定理证 明得到的！）海水不可压缩即考虑了密度为定常，连续方程可以改写为、3*V3= 0的形式。短周期小尺度运动的假设使得考虑线性波动的时候可以2、线性波动中水质点运动特点，水深的影响及线性波动的能量

13、特征。答：1水质点运动特点简单波动为前进波，同时认为波场中相关物理量也具有这一线性波动中的水质点的运动轨迹为该式表明：二维线性波动水质点的运动轨迹为椭圆，其水平轴和铅直轴随着离开自由海面向 下逐渐减小，于水底处，铅直轴变为零，质点只作水平运动。2水深对线性波动的影响2兀1深水时kdd -，则thkd :“ 1,shkd：“ chkdekd。得到新的相关解丸2频散关系co2=gk，波速c2=9，自由海面高度匚=asi nkx t,)速度势k二-旦gekzcos(kx-7)，压强分布p =po、gaekzsin(kx -，t) -，gz，质点运动速度GO可见，深水时的线性波动有以下特点:a.波速与

14、水深无关，只与波动性质有关。b.指点运动轨迹为一圆，其半径岁深度增加而减小。c.当达到很大深度的时候，运动消失。2兀浅水时kdd 0，则thkd:- kd , shkd:- kd, chkd :“ 1，得到新的相关解频散关系，2= gdk2，波速c2二gd，自由海面高度=asin (kx - t)，速度势假定波动振幅远小于其波长且,_ ( X Xo)_ + _aChk(d Z。)；需shkdSh(需 J 打2=1shkd二a ekzsin(kx -，t)-_a cos(kx _ t)运动轨迹(x X。)2 (z Zo)2=(aekz)2。2 2.:=_as1.k(d Z)灼2cos(k- t)

15、，压强分布p = pjgasin(kx- t)-gz=p0g( -z)，a国-.Xu sin(kx_，t)22质点运动速度kd，质点运动轨迹乜勺(z)1z/ a、2z 2w = -a (1 )cos(kx-.；：t)(kd)a(1)可见，浅水时线性波动有以下特点：a.波速只与水深有关，而与波动性质无关b.压强分布为静压分布c.质点的铅直速度远小于水平速度d.质点的轨迹为一个椭圆，水平轴不随深度变化，而铅直轴小且随深度而变3能量传播特征a.对于简单波动而言，动能和势能相等，为总能量的一半。b.对于浅水，平均能流在数值上等于单位表面面积水柱内的总能量乘以波速，而在深水中则乘以波速的一半。3、驻波及

16、波群的特性。驻波和群波怎样由简单波动合成?答：驻波的性质：1驻波中的流体质点的轨迹是一段直线。2不同平衡位置的质点，振动方向不同，质点沿水平方向振动；在腹点处，质点几乎沿铅 直方向振动。3随着离开表面向下的距离增加，水质点的振动的振幅迅速减小。波群:1.波群波长大于个别波波长2个别波波长越近，波群波长越长。个别波的波速大于等于波群速度，个别波从波群后面向前传播。驻波合成：两个振幅、频率和传播速度相等、传播方向相反的简单波动可以合成驻波。1 1asi n(kxiJ：t)asin( kx-t)波群：许多振幅相同，周期和波长不同但很近似的简单波动沿同一方向传播时，就会形成波 群。二a sin kxc

17、os t4、波群、包络线和群速度的概念。波群：在实际的海洋中，大的波浪常一群一群地出现，这种现象叫波群。 包络线：波群中最大振幅的连线群速度：波包移动的速度，表示能量传播的速度5、在浅水区，波动的折射现象是如何产生的？答：浅水区域，波速由水深决定(c2=gd)，水深的变化会导致波速的变化，那么同一波峰线上不同地点的波速就可能不同，这样就会引起波峰线弯曲，从而引起波向的变化。 这种由于深度的变化而引起的波向变化的现象，称为波动的折射。6 波动绕射的概念。答：波动在传播过程中，绕过障碍物传播到掩护区域内的现象称为波动的绕射。7 根据三阶 Stokes 波的波剖面表达式，给出波峰和波谷的高度及所处位

18、置，以及水质点振动的中心。答：1i3三阶Stokes波波剖面公式：(x)ka2acoskx ka2cos2kxk2a3cos3kx2281i3波峰高度：即x=2 n二，n =1,2,3,.时，top(x - ka2a- ka2- k2a3p228波谷高度：即x=(2 n-1)二，n =1,2,3,.，bottom(x)=丄ka2- aka2-色k2a322 8r + c因此表面水质点的振动中心zka228、解释孤立波的定义.答：是椭圆余弦波的一种特殊情况，是波长趋于无限的椭圆余弦波。波浪在浅水区，波峰变的越 来越陡，波谷越来越平，最后波长逐渐趋于无穷大， 于是这种波浪可以看作一系列的孤立波。9

19、、什么是随机海浪过程的平稳性和各态历经性？对讨论海浪的统计性质有何意义？平稳性：某随机过程X(t),t(：，：)的数学期望为常值EX (t) =a协方差只是与时间间隔.有关，即EX(t .) - EX(t .) X(t)_ EX(t)二R(.)则该随即过程为平稳随机过程。平稳随机过程的特点：过程的统计特性不随时间变化。是的对波浪的统计研究不受到时间起点的影响。各态历经性：如果当忖 t旳,RG)T0时，该平稳过程具有各态历经性性。平稳随机过程各态历经性的特点：一个充分长时间的样本(一次现实)可代替总体。意义：海浪的观测是困难的，通常只有几个记录。各态历经性保证了一次显示可以代替总体， 而平稳性则

20、保证了记录时间的起点并不影响计算结果。这就大大减少了实际观测中的困难和限制。10、简述各种特征波高(5 种)。11平均波高：H (H! H2Hm)，大致反映海面波高的平均状态。还构成其他m特征波高的换算媒介。2均方根波高：Hgs1(H, H22V Hm2)= 2H，反映海浪的平均能量。Vm兀H 413.累积率波高：F=( ln )2,在港口工程计算中，该波高反映某种给定波高值出现的可能性。Hp11211124部分大波平均波咼：p(In )21 -erf(In )2，在航行、港口设计H 2 P PP中，该波高反映海浪的显著部分。例: H1/1=3m(前十分之一大波平均波高)。在工程中，称H1/3

21、为有效波高，具有有效波高的波称为有效波，该波的周期称为有效周期。5最大波高：最大波高的最可能值， 其中n为波的个数J(Hmax)=(lnn)1/2O(lnn)皿。Hrms满足方程-ctex11、能谱和方向谱的概念及物理意义。答:能谱：如果频率近似连续分布，频率区间丄总对应一个组成方差的部分和k V，一.（.），令s（ *）=，则称SC -k）为能谱。 它是表征频率有正弦波动能量之和的平均值。物理意义：能谱描述了不同频率波动所对应的能量分布情形，描述了海浪的内部结构。12、线形波动波数守恒方程的推导及其应用答：推导：线性波线性波表面位移的表达式=asi n（x-.合成波合成波表面位移的近似表达式

22、位相函数为k =则波数和平率为xda o = 一 . a:(x,t)丄2二gt4 4x满足方程矿0二=_g|2:x 4x2_竺=_gt :t -2x则波数和频率为第七章潮波1 请说出两个主要的天体引潮力，四种潮汐类型和八个主要的分潮。答：天体引潮力：月球引潮力和太阳引潮力四种潮汐类型： 半日潮、混合的不正规半日潮、混合的不正规全日潮、全日潮八个主要的分潮： 太阴半日分潮（M2）、太阳半日分潮（S2）、太阴主要椭率半日分潮（N2）、太阴一太阳赤纬半日分潮（K2）、太阴一太阳赤纬全日分潮（K1）、太阴赤纬全日分潮（01）、 太阳赤纬全日分潮（P1）、太阴主要椭率全日分潮（Q1）主要分潮振幅系数及周

23、期表Tidal componentMea n coefficie ntPeriod(solarhours)Descripti onNatureM20.9080912.42Prin cipal lunarSemi-diumalS20.4224812.00Prin cipal solarSemi-diumalN20.1738612.66Larger lunarellipticSemi-diumalK20.1149811.97Lun i-solarSemi-diumalK10.5301123.93Lun i-solardiumalDiumalO10.3769425.82Prin cipal luna

24、rdiumalDiumalP10.1754324.07Prin cipal lunardiumalDiumalQ10.0721726.87Lager lunarellipticDiumal2 平衡潮理论（假定及论点）及其贡献答：平衡潮理论有由Danel Bernoulli创建。前提： 假定地球表面为等深海水所包围， 海水没有粘性和惯性。 不受地转偏向力和摩擦力作 用。平衡理论： 某一瞬间，理想的地球表面的海水运动引潮力的水平分量、重力、压强梯度力做 用的平衡。 形成一种动态平衡的椭球海面， 其长轴指向月球。 而各力间的作用造成了潮汐的 时空变化。 椭球海面长轴地方的海面比原来高， 而短轴地方的

25、海面又较原来海面低。 由于地 球自转，一固定地点的海面便将发生周期性的涨退，形成潮汐。3 潮汐动力学理论的要点及与平衡潮理论的区别。答：应用流体动力学方程，研究全球为海水覆盖,但水深随纬度变化的大洋在天体引潮力， 地转偏向力，压强梯度力作用下产生的强迫潮波，建立潮汐动力学理论。潮汐是在月球和太阳水平引潮力强迫作用下的一种潮波运动， 大洋海水受到水平引潮力 场的作用发生流动， 某处因水体的堆积而使海面上升， 某处因水体流失而使水面下降， 这样 一来，便在理想的“地球”上，形成了水波， 其最高处为波峰， 当波峰到达时， 便形成高潮； 最低处为波谷， 而当波谷到达时发生低潮。因为它是引潮力场所产生的

26、，所以叫做 “潮波”。 其三个要点为: 波动的强迫震荡和共振，地球旋转效应（潮流旋转，无旋点），浅水区地形与摩擦力的影响（摩擦效应，波动的变化，潮波余流）应用流体动力学方程组:区别： 动力理论消除了静力理论的主要缺点， 即关于海洋表面在引潮力， 压强梯度力和重力 作用下处于静止状态这一假设。 而对于潮波运动的作用， 除引潮力外， 还有地转偏向力和摩 擦力。这是一种当运动发生以后才存在的力，运动一旦停止，这两个力也就消失。4 根据描述大尺度强迫潮波运动的基本方程，说明各项的意义 答：:ug1小2hcos v;:ta sin日a sin v : ：1234:vg1cQ2.cos vu:ta r a

27、胡5678=-一1一（hvsin日）+ 鯉=0cta sin日0弧910111,5两式代表了运动速度局地变化项；2,6代表了U方向和v方向上科氏力作用项；4,8代表了天体引潮力的强迫作用项；3,7是压强梯度力在经纬向的分量，由于这两项与潮高有关，也代表了海水自身的响应项;（即在天体引潮力强迫作用下的海水通过水位的变化和压力梯度的重新分布体现对这种强迫作用的响应，个人理解帮助记忆）9是水位局地变化项；10,11代表了水体的散度在经纬向上的分量（水体的辐合堆积和辐散流失）；第三个方程即为连续方程5 写出 Ariy 的有界长渠潮波方程，并说明各项意义。 =L空（j 勺Sta sin日沬12 3I*竺

28、1昂u從a sin日cZ451代表了运动速度的局地变化项；2代表了海水响应项；3代表了引潮力强迫项；4代表了水位的变化项；5代表了水体的辐合堆积和辐散流失；4,5组成了连续方程。6 用哪些波去描述大陆架水域的潮波？答：Kelvin波：见第8题Sverdrup波：.2- f2时才存在，波的传播速度大于f =0是的长波波速，群速度小于f =0是的长波波 群速。在开阔的海洋里，前进潮波中的旋转潮流是由于地转偏向力作用的结果。Poi ncare波：右界波，振幅沿y方向(左)呈余弦形式，有多个节点；左界波，振幅沿y方向(右)呈余弦形式，有多个节点。在海峡两侧同向而行，在同侧相向传播。7 什么是等振幅线，

29、什么是同潮时线，什么是涌潮？答：等振幅线：把一个周期中振幅相等的地点连成的线同潮时线：在潮汐(或分潮)分布图上，具有相同潮汐位相点的连线涌潮：潮波在浅水中传播时，波坡面将发生变形。当满足一定条件时， 波峰前面形成陡峭的水墙，产生不连续面。以不连续面的形式继续向前传播的现象称为涌潮。8 陆架自由波中 Kelvin 波的表达式、特征，及其在海峡中的分布答：-_Ly韦（kx老）:=Aecg丿y七心母）u eccv =0IKelvin波的特点：传播方向的右边必须有边界，所以是右界波；波动振幅是沿传播方向的左边衰减。又称左减波。在海峡中的分布：在无限长的等深海峡y (-1, J)中存在沿相反方向传播的两

30、个Kelvin波。设x轴在海峡的中轴线上，两波叠加之后可表为_ffcyi(kx=t.)cyi(-l-t)=_ = Ae eAe e得到等振幅线方程：2f2 2f2 chy cos x shysi nx=c on sta ntcccc取constant为0ch2y1(y)2,又cccos2x：1 _ ( x )2L cc(y )22二constant( /c)2可见无潮点附近的等振幅线为一椭圆族 当f,椭圆长轴位于x轴上；f：- ,椭圆长轴位于y轴上。无潮点附近的同潮时线是一些直线，其中tc为一任意给定的值。仁增大，在北半球，f0直线以无潮点为中心，逆时针旋转。在南半球，f0,直线做顺时针旋转。

31、远离无潮点，等振幅线形状不再是椭圆，同潮时线不再是直线。9 矩形海湾中潮波系统由那些波动组成，形成哪些特征？答：(1)宽度较窄的矩形海湾：形成驻波，产生共振。湾顶处的潮位可达湾口处的几倍。(2)较大宽度的矩形海湾：潮波系统复杂第一部分波：沿正负x方向传播的Kelvin波，通过同潮图看出其特征与两个相反方向的Kelvin波在无现场还相中的叠加结果相似(见第8题)第二部分波：一系列Poincare波之和；沿x方向，从湾顶向湾口以指数形式衰减的波动。 从潮流椭圆图上看出，潮流不再是往复流，而是在湾顶附近表现为旋转流。在且离湾顶 越远，潮流椭圆的短轴越短；离湾区中轴越远潮流椭圆短轴越短。(3)较大宽度

32、的矩形海湾：潮波系统复杂+线性摩擦项那么可以得到无潮点(x0,y0)表达式Xyo2n-1 c ,(n二0,_1,_2,.)则无潮点位于海峡中轴线上，相邻两个无潮点之间的距离为c(半波长)。2再令constant非零，并把坐标原点移至无潮点出，并用新坐标(X, y)表示新旧坐标关系换算式为: .y二一y，x = cc c取n =1时对应的无潮点，等振幅线方程化为ch2 yc2；:,-cosx = con sta ntc则无潮点附近等振幅线方程为实际海湾的水深较浅，海底摩擦效应需要考虑；基本方程加上线性摩擦项，无潮点向湾顶左方偏移。这是在摩擦影响下，反射波较弱而入射波较强的结果。（4）较大宽度的矩

33、形海湾：地形影响 通过数值模拟半封闭矩形海区中四种不同地形情况下的 位置受地形效应影响明显，受摩擦影响不大。第八章 内波1 内波的定义答：海洋内波是发生在密度层化的海水内部的一种波动，其最大振幅出现在海洋内部。2 内波与表面波的区别。答：内波和表面波都是界面波， 它们没有本质的差别。 表面波也是一种界面波， 是发生在密度很 小的空气和密度很大的海水之间界面上的波动， 也是一种内波。 只不过在研究表面波时往往 忽略了空气密度的影响。另一方面， 自由海面的海水上升需要克服重力， 因此振幅的升高受到限制。 但海洋内部的海 水上升时， 本身的重量大部分被浮力抵消， 于是升高比较容易。 对以相同能量产生

34、的内波和 表面波，内波的最大振幅要比表面波的最大振幅大得多。3 内波的动力学作用答：（1） 内波能将能量和动量从含能量和动量较高的上层海洋传入含能量和动量较低的深层， 所以内波是能量和动量垂向传输的重要载体。（2） 内波与其他大中尺度运动过程间以及不同尺度内波间的非线性相互作用，将能量从含 能较高的大尺度运动过程传递给含能较低的较小尺度运动过程，再传给更小尺度的运 动过程，直至成为湍流而耗散。（3）内波引起和参与的混合过程是保持海洋层结状态的关键因素（4）内波反复地将海水由光照较弱的较深处抬升到光照较强的浅层，促进了较深层的海洋生物的光合作用，提高了海洋初级生产力。由潮汐引起的内波在陆架外缘等

35、地形变化 的海域形成上升流，将营养M2旋转潮波系统发现，无潮点的丰富的深层海水输送到浅层，有利于生活在浅层的海洋生 物的增强。（5）内波引起的海水混合，尤其是穿过等密度面的混合，有利于物质与热量的输送，从而对海洋环境和海洋生态保护发挥重要作用。（6）内波引起的等温度面和等密度面的起伏会影响到海洋中声信号的传播速度与方向。从而降低了声纳的功能，增加了水下通讯和目标探测的困难。（7）内波会引起等密度面的快速（流速急）的大振幅上下起伏。如果有潜艇和鱼雷等水下航行物体位于这种等密度面处，它们将随等密度面上下运动或快速上浮下沉，导致鱼 雷脱靶，潜艇难以操作。如有海上采油平台，也会受到严重影响和损害。4

36、什么是浮频率（Vaisala 频率）答：N? =_gd_0N称为vaisala频率，相当于一种外强迫。P dz5 解释海洋内波导管，内波沿内波导管传播的特征。答：假定内波传播在一个垂直平面内，传播方向为x方向，振动方向为z方向。根据=NCOST，若N二N（z），那么一确定频率 的波将在其传播过程中不断变化传播方向。当波从较小N值的水层向较大N值的水层传播时，波向与x轴夹角 v 由大变小，当达到N =水层时，波向v -0,波动不能在此层传播，而被完全反射。在密跃层中，内波以 这种方式传播，并在上下两个N=*：水层上发生反射，从而这两个水层之间就像形成了一个管子引导着内波传播，称之为波导管。在该区

37、域外，比振幅向自由海面和海底衰减。6 潮成内波生成的三个必要条件及其与天文潮的区别。答：海洋中的潮汐，潮流运动为潮成内波提供了能源；海底地形的剧烈变化处是潮成内波的扰动激发源；稳定层化的海水是潮成内波的 载体，活动空间。能源、激发源和载体是潮成内波生成的三个必要条件。区别:1天文潮是一种表面波动， 可通过仪器在海面上直接测量到。 而内潮的能量主要在海洋内部，要通过对海水温、 盐流场的垂向结构及时间变化进行直接测量， 才能得到内潮强度 参数。2两者在空间和时间尺度上也有差别： 天文潮的水平波长通常是数千千米的量级， 而内潮 波的波长只有几百米或千米量级。 天文潮的传播速度远大于内潮的传播速度。

38、天文潮的 频率集中在全日或半日潮的低频时段，而内潮在浅海的孤立波高频部分显著。3关于出现的地域， 天文潮可出现在不同的大洋及海岸， 内潮波在没有密度层化的海域不 会出现。4天文潮属表面波，其能量在水平方向传播。在连续层化了的海洋中，内潮波的能量沿射线传输，就是既在水平方向传输也在垂直方向传输。5两者生成的机制也不同：在大洋中， 天文潮由天体引潮力直接强迫产生。在边缘或附属海中的天文潮主要受大洋潮波的驱使产生。 而大洋内潮的产生机制还不清楚。在边缘 或附属海中的内潮，主要通过潮地作用机制产生。第九章 风暴潮1 风暴潮的概念。答：风暴潮：由强烈的大气扰动引起的海面异常升高现象2 风暴潮的分类及其特

39、征。答：（1）不同类型的大气扰动所引起的风暴潮i热带气旋：移动迅速，水位变化急剧；ii温带气旋：移速较慢，水位变化持续；iii寒潮：水位变化持续， 且不太剧烈。（2）不同类型海区的风暴潮（动力学特征不同）i封闭、半封闭海域的风暴潮（水域尺度小于风场尺度） ： 特点：海域中的水体几乎整体响应大气扰动ii广阔海域的风暴潮 （水域尺度大于风场尺度） ：特点：风暴潮具有前进波的形式3 风暴潮的形成原因答：风暴潮是由强烈大气扰动通过风应力和压强梯度力作用引起的海面异常升降高现象，风应力为主要强迫力。作用在自由海面的风应力通过铅直湍流交换将动量传递到海洋内部。4 利用公式说明在定常状态下狭长矩形浅水海域中

40、定常风暴潮的主要特性。答： 等深封闭海域风暴潮潮位公式：.=（1 m）a（x_L），其中m为参数，a为风应力，h为海域水深，LPgh2为海域长。特性：1水位为线性分布，迎风岸的风暴潮位最高（X二L），背风岸潮位最低（x = 0），在中点处水位为0。2风暴潮潮位与水深成反比，与风应力成正比。非等深封闭海域特性：在非等深封闭海域中由于海底坡度的存在，风暴潮潮位的波面为曲线剖面。风暴潮潮位随x增长较快。当:-为0时，转化为等深海域情况。等深半封闭海域特性：1在半封闭海域中，产生的风暴潮具有更大的危险性（潮位均大于封闭海域）2半封闭情况下，有限深水的风暴潮水位值比深水更危险。风暴潮潮位公式:丄丄2丄P

41、g%L22h/3；Jho为背风岸水深，水深函数为(1 m)aLgh(1 m)a;?gh-deep water-shallow water风暴潮潮位公式:5 狭长矩形浅水海域中非定常风暴潮的主要特征答：1风暴潮潮位以振荡的形式随时间渐渐趋于定常。2在非定常阶段，出现风暴潮潮位的极大值，这些极大值随时间逐渐减小。3.在非定常阶段会发生比定常阶段更危险的风暴潮水位。6 大洋（无限长沟渠）风暴潮的主要特征答：1.沟渠大洋中引起的风暴潮包括三列波：以风暴移动速度s随风暴一同移行的强迫波动、以重力长波波速c分别沿风暴移动方向和相反的方向传播的自由波动。2大洋中c .S，自由波动传播快于强迫波动，从而先于风暴到达沿岸，称为先兆波。3先兆波到达沿岸，可以使当地海面降低或升高。4风暴的移行速度S与当地的重力长波波速c相近时，出现共振现象。7、大陆架风暴潮的三个阶段及对应的波动名称。答：1先兆阶段：海面微微升高或降低。对应波动是先兆波。先于风暴到达没有能量的补充，因而能量消耗大于能量集中，因此先兆波振幅不大、 变化较缓。2主振阶段：海面异常水位升高。对应波动是强迫波。3余振阶段：海面相当显著升高。对应波动是边缘波。边缘波存在于风暴过后，其显著部分仅局限于离岸一个波长的范围内。