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1、海岸广义水文学,清华大学水利系 博士后：王亚军,第六章 海 浪,第一节 海浪要素和分类 1）海浪要素 海洋中的波浪是海水运动形式之一，它的产生是外 力、重力与海水表面张力共同作用的结果。 本章将主要论述由风引起的重力波，它是风浪、涌 浪和近岸波浪的总称。风浪主要是指在风直接作用 下产生的波浪。涌浪指风停止、转向或离开风区传 播至无风水域的波浪。涌浪传播到浅水区，由于受 到水深和地形变化的影响，发生变形，出现波浪的 折射、绕射和破碎而形成近岸波浪。,波峰：波浪剖面高出静水面的部分，最高点称为波峰顶。 波谷：波浪剖面低于静水面的部分，最低点称为波谷底。 波峰线：垂直波浪传播方向上各波峰顶的连线。
2、波向线：与波峰线正交的线，即波浪传播方向。 波高：相邻波峰顶和波谷底之间的垂直距离，通常以H表 示，单位以米（m）计。在我国台湾海峡曾记录到波高达 15m的巨浪。,波长：两相邻波峰顶（或波谷底）之间的水平距离，通 常以L表示，单位以米（m）计。海浪的波长可达上百 米，而潮波的波长则可达数公里。 周期：波浪起伏一次所需的时间，或相邻两波峰顶通过 空间固定点所经历的时间间隔，通常以T表示，单位以秒 （s）计。在我国沿海波浪周期一般为48s，曾记录到周 期为20s的长浪。 波徒：波高与波长之比，通常以 表示，即 。 海洋上常见的波徒范围在1/101/30之间。波徒的倒数称 为波坦。 波速：波形移动的
3、速度，通常以C表示，它等于波长除以 周期，即C=L/T,单位以米/秒（m/s）计。,强制波指引起波浪的扰动力 连续作用于水面，波动性质 依赖于扰动力性质的波动。 在风直接作用下产生的风浪 就是一种强制波，其外形相 对于垂直轴是不对称的，见 图6-2 ，波浪的背风面较迎 风面为陡。,自由波指扰动力消失后在重力作用下继续传播的波浪， 其性质已不完全依赖于原有的扰动力。如风停止后海面 上继续存在的波浪或离开风区传播至无风水域上的涌浪 就是一种自由波。涌浪的外形比较规则，波面光滑。 混合浪指海面上风浪与风区外传播来的涌浪相迭加而成 的波浪。,2）海浪分类 （1）强制波、自由波和混合浪,（2）毛细波、重
4、力波和长周期波 按使海水水质点在运动过程中恢复到平衡位置 的复原力的性质对波浪进行分类。复原力以表 面张力为主时称为毛细波或表面张力波，如海 面上刚起风，或风力很小时海面上出现的微小 皱曲的涟波就是毛细波，其周期常小于1s。当 波浪尺度较大时，水质点恢复平衡位置的力主 要是重力，这种波浪称为重力波，如风浪、浪 涌、地震以及船行波等。长周期波主要指日、 月引力造成的潮波，还包括大洋涌浪、海湾风 壅振荡等周期较长的波动，其复原力是重力及 科氏力。,（3）不规则波和规则波 海面上接踵而来的各个波浪的波浪要素是不断变化的，是一 种不规则的随机现象，这样的波浪称为不规则波。（图6-3） 为了便于研究波浪
5、运动，将实际的不规则海浪序列用一个理 想的各个波的波浪要素均相等的波浪系列来代替，这种理想 的波浪称为规则波，如实验室内用人工方法产生的规则波。 海上涌浪也接近规则波。,（4）长峰波和短峰波 在海面上可清楚地看到一个个接踵而来的波峰和波谷， 波峰线是一些很长的，几乎互相平行的直线时，这种波 浪称为长峰波或二维波。涌浪就是一种长峰波。 在大风作用下，波峰线难以辨别，波峰和波谷如棋盘格 般交替出现，这种波浪称为短峰波或三维波。风浪通常 为短峰波。 （5）前进波和驻波 海面上形成的波峰线向前或向岸传播的波浪称为前进波。 驻波（或称立波）是波形不向前传播，波峰和波谷在原 地作周期性升降的波浪，它是前进
6、波遇到海岸陡崖或直 墙式建筑物后反射回去与前进波相互干涉的结果，此时 驻波的波高是前进波的两倍。,（6）深水前进波和浅水前进波 在水深d大于半波长的水域中传播的波浪称为深水前进波（简称深水 波）。深水波不受海底的影响，其水质点运动轨迹接近于圆形，且波 动主要集中于海面以下一定深度的水层内，又常称为短波。 当深水波传至水深d小于半波长的水域时，称为浅水前进波（简称浅水 波）。浅水波受海底摩擦的影响，水质点运动轨迹接近于椭圆，且水 深相对于波长较小，故又称长波。 根据微幅波理论（线性理论），规则深水波的波速、波 长和周期的相互关系如下： 规则浅水波的波速、波长和周期的相互关系为 式中：g 重力加速
7、度m/s； d 水深m； 以正切双曲线函数表示的浅水因子。式中凡带脚标“0”者 表示深水波要素，不带脚标者表示浅水波要素。观测表明，波浪由深 水传入浅水后，周期不变，即,（7）振荡波和推移波 在一个波周期内，水质点 运动的轨迹是封闭的或接 近于封闭，即水质点仅在 原地作振荡运动，这种波 动称为振荡波。而在一个 波周期内，水质点有明显 位移，称为推移波。,根据波浪行近海岸时的变化，对于坡度较缓的海滩，近岸 水域按不同水深可大致划分为四个区域，即深水区、浅水 区、击岸波区及岸边区，如图6-4所示。事实上，由于波 浪的不规则性，确切地划分各个区域的分界位置是不可能 的，图片所示的是根据理想规则波确定
8、的。图中 表示 波浪破碎处水深，对应的波高称为破碎波高，以 表示。,第二节 风况基础知识,1）风的形成及类型 在热能向动能转换产生大气运动的过程中，必定包含大 气的水平及上下升降运动。大气运动的主要原因是水平 和垂直方向上气压差的存在。空气在水平方向上的气压 差形成的水平运动，称为风，因此气压随时间和空间的 分布及其变化就成为分析风速、风向及其变化必须掌握 的资料，从而也是研究海浪的形成及其变化的基础。 地球表面上的气压分布是不均匀的，气压场受温度、高 度及其它因素的影响而在随时随地变化着。在气压场 中，用来表示各种气压形势的方法有两种：一种是在等 高面上用等压线表示气压分布；另一种是在等压面
9、上用 等高线表示。,所谓地面天气图就是由气象部门 绘制的地（海）面上的各气象要素 的实况分布图，它的资料主要来自 陆上和岛屿上的气象台站以及海上 船舶观测的资料。一般每天四次将 各台站北京时间02、08、14和20时 的定时观测资料分别标在专用的地 图上绘制而成。在空白地图上把某 一时刻气压观测值相等的各个点联 成线，称为等压线，它表明地（海） 面上当时气压的分布。见图6-5 。,地面天气图上低气压中心一般用D字表示，称为气旋；高 气压中心用G字表示，称为反气旋；符号表示台风中心。在 等压线图上，相邻等压线的气压差值是一个定值，一般为 250Pa或500Pa，所以等压线的疏密程度表示了单位距离
10、内气 压差的大小，称为气压梯度。由此可见，天气图上等压线分 布愈密集，表示那里风速愈大；反之，等压线分布愈稀，表 示那里风速愈小。,空气运动的主要原因是水平气压梯度的存在和维持，而 控制近地面空气水平运动（风）的因素有四个：即作用 在空气微团上的气压梯度力、地球自转形成的地转偏向 力，即科氏力、离心力和摩擦力。 （1）气压梯度力 气压梯度可分为水平和垂直两个分量，但垂直分量几乎和 重力相平衡，可忽略不计，故水平气压梯度是空气运动的 起动力，它使空气从较高的气压区流向较低的气压区，而 其它的力则阻止空气直接穿越等压线运动。 单位质量的气压梯度G的数学表达式为 式中： 空气密度，当气温为0，气压为
11、101325Pa时 ； 水平面上气压差为 （定值）的两条等压线之间的 垂直距离。 气压梯度愈大（愈小），风速就愈大。,（2）地转偏向力（科氏力） 所谓地转偏向力就是地球自转对运动着的空气所产生 的一种惯性力。单位质量所受的地转偏向力A的表达式 为 式中： 地球自转角速度（ ） 地理纬度； U 空气水平运动的速度（风速）； 科氏参数，常以f表示。,（3）离心力 如果等压线不是直线而是曲线，例如低压或高压的封闭等 压线。这时空气微团还将受到指向转动中心的加速度力作 用，即沿半径向外作用的离心力。单位质量的空气所受的 离心力C为 式中：r曲率半径。 空气在气压梯度力、地转偏向力和惯性离心力三种力作用
12、 下，速度和方向不断改变，当三种力达到相对平衡时，进 入稳定状态，空气保持等速运动，这时的风称为梯度风。 （4）摩擦力 在自由大气以下的摩擦层内，空气运动受摩擦力作用，随 高度下降，风速将逐渐减小，风向发生偏转，它逐渐偏离 等压线方向，愈来愈接近气压梯度的方向，即穿越等压线 指向低压区。,2）我国近海风况的特点 （1）季风 由于海陆间热力差异为主导因素，随着季节变化而引起 高、低压中心和风带的移动，形成冬、夏两季盛行方向 几乎相反的风，夏季由海向陆吹，冬季由陆向海吹，称 为季风。 （2）寒潮大风 中央气象台规定：冷空气入侵后，气温在24h内降低 10以上，且最低气温降至5以下，称为寒潮，它是
13、我国冬季主要的天气过程之一，一般持续35天。,（3）台风 台风就是热带气旋。中央气象台把热带气旋按中心最大 风力分为四级：中心风力8级以下称为热带低压；89级 称为热带风暴；1011级称为强热带风暴；12级及以上 称为台风。 台风还有一个特征，即在台风中心有一个眼区，称为台 风眼。这里风势突然减小，甚至无风，气压降至最低点。 台风眼直径大小不一，自1040km不等。由于有台风眼 的存在，台风最大风速不出现在中心，而出现在离中心 某一距离R为半径的圆周上。,图中坐标原点表示台风中心，U为距离中心任意r处的风速， 为最 大风速，R为自台风中心至出现 处的距离，称为最大风速半径。 最大风速的通用公式
14、 m/s 式中： ，以帕（Pa）计； 台风中心气压； 台风最外围封闭等压线的气压值； k 经验系数，随海区而异，经我国科学工作者研究，南海 海区k值的变化范围在5.67.2内，且发现k值有随纬度的增加而减小的 趋势，在上海地区k=5.7，在莺歌海k=6.5 。,最大风速半径R反映台风气压分布的陡度，R 越大，风速也愈大（rR处），它对于每场台 风及不同时间是变化着的。R值可按由气压场 模式推导出的公式计算如下 式中：P台风区域内任一测站的气压； r该测站离台风中心的距离。,3）风况观测 风的特征常用风速和风向两个量来表示。 风速是空气在单位时间内所流过的水平距离，单位一般用米/ 秒（m/s）、
15、公里/时（km/h）或海里/时（n mile/h）表示。 风向指风吹来的方向，一般用16个方位表示。16个方位与度 数的换算关系见表6-2，无风时用C表示。 在陆地上，测风站应设置在空旷、不受建筑物影响的地点。 我国风况观测一般采用自动记录的电接式风向风速仪仪器该仪 器由风速感应器、风向感应器、指示器和记录器组成。 在地面天气图上，各台站某时的实测风速、风向以符号标明， 见图6-5 。 需指出的是：国家气象局所属气象站的月报表是每日四次定 时（北京时02、08、14、20）整编的，而国家海洋局所属的 水文站的测风与波浪观测同步，每日也是四次，时间是白天 的08、11、14、17时，原因是主要受
16、目前所使用的测波仪功 能的限制。,电接式风向风速仪幻灯片 20,4)测风资料的整理 收集到气象台站或水文站的测风资料经统计整理后，绘 制成各种风况图，因其图形似花朵，又称风况玫瑰图。 所谓风况图是指用来表达风的时间段、风速、风向和出 现频率四个量的缝补情况图。风况图一般按16个方位绘 制。 （1）风向频率玫瑰图 将收集到的多年测风资料（每日四次）分方向统计后， 用百分数表示出各风向的出现频率，并以一定比例绘在 极坐标上。,为在风向频率玫瑰图上同时反映出各级风的出现频率，统 计风向时分风级进行，见表6-4（P91），然后将表中各向 大于等于某级风（通常以6级风为界）的次数相加，并以 全部观测次数除之，在图上用斜线划分出来，见图6-11 。,由风向频率玫瑰图可判断出该地区某时段内出现频率最高 的风向，即常风向以及大风的风向，如图6-11所示，表明 某地区常风向为ENE及E，同时也是大风风向。,(2)最大风速玫瑰图 从多年的观测资料中找 出各个方向上多年内的
